UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS FACULTAD DE CIENCIAS BIOLÓGICAS UNIDAD DE POSGRADO “Patrones de variabilidad ambiental y las pesquerías en el Pacífico Sud Este” TESIS Para optar el Grado Académico de Doctor en Ciencias Biológicas AUTOR Marco Antonio Espino Sánchez Lima – Perú 2014
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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS
FACULTAD DE CIENCIAS BIOLÓGICAS
UNIDAD DE POSGRADO
“Patrones de variabilidad ambiental y las
pesquerías en el Pacífico Sud Este”
TESIS
Para optar el Grado Académico de Doctor en Ciencias Biológicas
AUTOR
Marco Antonio Espino Sánchez
Lima – Perú
2014
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AGRADECIMIENTOS
A mi alma mater, la Universidad Nacional Mayor de San Marcos, que me ofreció una opción de vida y la oportunidad de expresar mis ideas libremente en sus aulas, como alumno y como profesor. Al Instituto del Mar del Perú, que me alberga durante más de 40 años permitiendo mi desarrollo personal, profesional y científico; A la Dra. Augusta Noemí Ochoa López, por aceptar asesorar esta tesis y por permitirme su amistad a lo largo de nuestro trajinar por el mundo de la biología marina y pesquera; A los Doctores Carlos Paredes y Sonia Valle por sus acertadas sugerencias, que han permitido mejorar esta tesis. A todas las personas que de una u otra forma han contribuido con la culminación de esta tesis; en particular a aquellas que han acrecentado el interés del autor con sus ingeniosos argumentos en contra de algunas propuestas que aquí se exhiben. A la Dra, Norma Chirichigno Fonseca, maestra y amiga, ejemplo de vida profesional y docente; A mis eternos y entrañables amigos Isaac González Yaipén, Carmen Herrera Lertora, Alberto Godínez Rengifo, Teobaldo Dioses Romero y Eduardo Loo Camacho, quienes permanentemente han estimulado mi desarrollo personal y profesional. Su permanente y silencioso apoyo ha hecho mi andar más ligero; A mis alumnos, por su paciencia y constante estímulo a mi imaginación con sus juveniles inquietudes. También, por hacerme revivir momentos pasados, haciéndome sentir siempre joven.
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DEDICATORIAS
A la memoria de:
Zonia María Sánez Falcón
esposa, compañera y amiga, con quien soñamos esta meta
Elisa y Eustaquio,
mis padres, sin ellos no existiera
Koki, Lucho y Augusto,
hermanos y amigos
Felipe Ancieta Calderón, maestro y amigo,
pionero de la ciencia pesquera en el Perú
Manuel Gilberto Samamé Linares maestro y amigo
compañero de navegación y trabajo
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A
Becky, Mechita y Anita Para ellas mi amor y dedicación
A
Marco Antonio (Jr) ; María Fernanda y Diego Antonio mi presente y mi futuro
A
Carmen Yamashiro Guinoza, compañera y amiga incondicional
A
Olga Espino, mi adorable hermana,
si habría que elegirla, sería la primera de la lista
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Contenido Página
Resumen
Abstract
1. Introducción 1
2. Antecedentes 3
2.1 Aspectos generales 3
2.2 Aspectos paleo ambientales 7
2.3 Aspectos océano atmosféricos 14
2.4 Aspectos biológicos y pesqueros 23
3. Diagnóstico 38
4. Material y métodos 39
5. Resultados y Discusión 42
5.1 Historia geológica del ecosistema de afloramiento peruano 42
5.2 El mar peruano y la interacción entre sus componentes 54
físicos y biológicos
5.2.1 Los patrones de variabilidad y sus forzantes 55
a) Patrón de variabilidad estacionalidad o variabilidad 58
de corto plazo (estacionalidad)
b) Patrón de variabilidad interanual o variabilidad de 59
mediano plazo (Interanualidad)
c) Patrón de variabilidad periódica o decenal (Periodicidad) 64
o variabilidad de largo plazo
d) Patrón de variabilidad secular (secularidad) o de cambios 68
de muy largo plazo
5.2.2 Los recursos y sus pesquerías en el Pacífico Sudeste 72
5.2.3 Los recursos y sus pesquerías en Perú y Chile 79
5.2.4 Relación entre las principales especies y las restante en 83
Perú y Chile
5.2.5 Relación entre especies comunes de Perú y Chile 89
5.2.6 Las pesquerías y las variables ambientales 92
5.2.7 Perspectivas de las pesquerías en Pacífico Sudeste: 96
Tendencia en función a las señales del pasado y presente
vi
6. Conclusiones 103
6.1 Aspectos geológicos 103
6.2 Aspectos océano atmosféricos 103
6.3 Aspectos biológico pesqueros 104
6.4 Retrospectiva y perspectiva 107
7. Referencias bibliográficas 109
Glosario de términos y acrónimos 128
vii
LISTA DE FIGURAS
Figura 1. Esquema sintético de la variabilidad decenal del Pacífico. Rojo:
Dinámica PDO/AL; azul: dinámica NPGO/NPO. Tomada de Di
Lorenzo et al., 2010.
Figura 2. Distribución continental durante el mioceno. Adaptado de Faupl
(2000).
Figura 3. Distribución vertical de algunos taxa de vertebrados con valor
estratigráfico en las formaciones de Caballas y Pisco
correspondientes al Mioceno inferior hasta el tope del Plioceno
inferior (Adaptada de Marocco y De Muizon, 1988)
Figura 4. Sistema de corrientes en el mar peruano.
Figura 5. Escenarios ambientales en el Pacífico Sud Oriental.
Figura 6. Temperatura Superficial del Mar (TSM) de la Estación fija de
Chicama (07°41’41”S-79°26’03”W). Promedios mensuales por
cuartos de siglo según el siguiente arreglo: 1925 – 1949, 1950 –
1974, 1975 – 1999 y 2000 – 2012.
Figura 7. Definición de El Niño de acuerdo a SCOR (Scientific Committee on
Oceanic Research) y clasificación por su intensidad en las costas de
Sudamérica. VS: Very Strong (Muy fuerte); SS: Strong (Fuerte), MM:
Moderate (Moderado); W: Weak (Débil).
Figura 8. Temperatura Superficial del Mar (TSM) y Anomalías (ATSM) de la
Estación fija de Chicama – Perú de 1925 al 2012.
Figura 9 A. Asociación por distancia euclidiana por cuartos de siglo (“quarters”)
de TSM de Chicama entre 1925 y 2012.
Figura 9 B. Similaridad de Bray Curtis entre cuartos de siglo (“quarters”) de TSM
de Chicama entre 1925 y 2012.
Figura 10. Oscilación Decadal del Pacífico – Pacific Decadal Oscillation (PDO).
Promedios anuales entre 1900-2012.
Figura 11. Promedios mensuales de PDO por “quarters”, 1900 – 2012.
Figura 12. Definición de periodos cálidos, templados y frio a partir del PDO
promediado por “quarters”. Serie 1900-2012.
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Figura 13 (a). Índice de Oscilación del Sur (SOI) y su varianza (PSV) desde 1876
a 2012. PSV: Variabilidad Secular del Pacífico (Pacific Secular
Variability).
Figura 13 (b). Distancia euclidiana aplicada a la desviación estándar del SOI, que
agrupa los periodos de alta variabilidad (1876-1925 y 1976-2011)
diferenciándolos del de baja variabilidad (1926-1975).
Figura 14. Relación IOS y presiones atmosférica (Hp) en Darwin y Tahiti-
Figura 15. Frecuencia por incidencia del IOS (1876 – 2012).
Figura 16. Variabilidad y Oscilación Decadal del Pacífico de 1900 a 2012.
Figura 17. Área Estadística FAO 87, correspondiente al Pacífico Sudeste, área
jurisdiccional de la Comisión Permanente del Pacífico Sur (CPPS)
integrada por Colombia, Ecuador, Perú y Chile.
Figura 18. Desembarques por países y región con respecto al mundo.
Figura 19. Participación (%) de Perú y Chile en los desembarques regionales.
Figura 20. Desembarque de los principales recursos pesqueros en el Pacífico
Sudeste.
Figura 21. Desembarques totales y porcentuales en el Área Estadística FAO
87, CPPS, Perú y Chile. (Fuente: Anuarios Estadísticos del
Ministerio de Pesquería y Ministerio de la Producción).
Figura 22. Frecuencia por incidencia (%) de las principales especies en la
Hebbeln et al. (2002) analizando la paleoproductividad en escalas glaciales e
interglaciales en el sur de la corriente Perú-Chile (PCC) en el centro de Chile, y
suponiendo que la circulación atmosférica y oceanográfica están estrechamente
vinculados, el desplazamiento de la Corriente Circumpolar Antártica durante la
última Máxima Glaciación (LGM), en línea con el movimiento hacia el norte de los
vientos del suroeste, traería la fuente principal de nutrientes más cerca de Chile,
consiguiendo una mayor productividad. Sin embargo, no queda claro si la mayor
productividad en el sur de la PCC durante el LGM refleja una alta productividad
generalizada durante este tiempo o sólo un desplazamiento de los centros
regionales de productividad principal. Sugiriendo un cambio en la posición
latitudinal de tales centros de alta productividad (Hebbeln et al., 2002).
Sandweiss (2003) con información de los últimos 13000 años, plantea que entre
8000 y 3600 cal AP, la precipitación procedente del altiplano suministrado por
escorrentía a la costa del sur del Perú pueden haber disminuido lo suficiente
como para restringir la ocupación humana; mientras que al norte de los 10 °S, las
temperaturas superficiales del mar fueron más calientes y las precipitaciones
estacionales pueden haber sido mayores desde antes de los 13000 a 5800 cal
AP. De 9000 a 5800 cal AP, el Niño estuvo ausente o fue muy poco frecuente.
Después de 5800 cal AP, las aguas costeras del norte enfriaron y El Niño estuvo
presente, pero con una frecuencia menor a la observada en el registro histórico e
instrumental. La frecuencia de El Niño en el rango de la modernidad e historia se
ha establecido en 3000 cal AP. Los cambios culturales se correlacionan en el
tiempo con estas transiciones climáticas importantes.
Gray et al. (2003) con registros en anillos de árboles de las Montañas Rocosas
del centro y sur de norteamérica, que abarcan los últimos siete (7) siglos,
definieron patrones multidecenales (> 30-70 años) de sequía, a partir de los
cuales se lograron agrupar quince series de anillos en cinco cronologías de
síntesis regionales basados en el comportamiento común de baja frecuencia. Se
presentó una fuerte ausencia de humedad produciendo, a finales del siglo XVI,
una megasequía en las cinco regiones. Hasta mediados del siglo XIX persistieron
modos oscilatorios de 30 a 70 años en dos de las cinco regiones, y los ciclos
secos-húmedos aparentemente sincrónicos en algunos lugares hasta la sequía de
los 1950s. El patrón de los siglos XVI y XVII de severas sequías multidecenales
seguido por décadas de inusuales condiciones de humedad se asemeja a la
11
sequía de los 1950s y al periodo húmedo posterior a 1976. La megasequía del
siglo XVI fue el resultado del acoplamiento (20 – 30 años) de una fase fría
decenal del Pacífico y una fase cálida decenal en el Atlántico Norte subtropical,
marcando una reorganización fundamental de la variabilidad climática regional de
las Montañas Rocosas.
Friddell et al. (2003), empleando registros de foraminíferos planctónicos (d18O)
de la cuenca de Santa Bárbara (SBB) demostraron que el intervalo más caluroso
del inter glacial actual, el Holoceno medio, se caracteriza por el aumento de la
variabilidad climática a escalas decenal a secular. Las modernas relaciones entre
la PDO y el ENSO, y las condiciones superficiales del agua en la SBB también
sugieren una preferencia del clima del noreste (NE) del Pacífico durante el
calentamiento del Holoceno medio hacia una fase cálida de la PDO y más
intensos eventos cálidos ENSO. En el contexto del cambio climático futuro, estos
autores sugieren la intensificación de la variabilidad climática a escalas decenal y
secular.
deFrance y Umire Álvarez (2004), basados en que las lluvias en la franja costera
de los andes están asociadas a eventos El Niño produciendo inundaciones y
transporte de grandes cantidades de sedimentos desestabilizadores y con
información geológica y análisis de depósitos de sedimentos para la zona de Ilo,
incluyendo la Quebrada de Tacahuay, indican que se han producido inundaciones
durante el Holoceno y el Pleistoceno tardío desde hace 38000 años (Keefer et al.,
2003); sin embargo, otros depósitos muy antiguos no fechados sugieren que El
Niño está afectando esta región desde épocas anteriores a los 38000 años.
Asimismo, habrá que tener en cuenta que a escala global, El Niño pleistocénico
está fechado en hace cerca 125.000 años (Hughen et al., 1999). Los depósitos
sedimentarios sugieren una intensa actividad de El Niño en el Holoceno
temprano, seguido por un hiato de actividad en el Holoceno medio y una, de
moderada a alta actividad, en el Holoceno tardío, hace alrededor de 4600 años.
Esto demuestra que la intensidad de los eventos fluctúan desde perturbaciones
de pequeña escala hasta catastróficos Mega-Niños. En la Quebrada de Tacahuay
(17.8º S, 71.1º W) a 30 kilómetros al sur de Ilo, existen dos depósitos masivos de
escombros de inundaciones que datan del Pleistoceno tardío y del Holoceno
temprano, que son más grandes en escala que muchos de los más severos
eventos ENSO recientes (1982-1983, 1992-1993 y 1997-1998) (deFrance y
12
Umire Álvarez, 2004), uno de los cuales ha sido interpretado como un evento
producido por El Niño poco tiempo después de un terremoto de alta magnitud que
desestabilizó grandes cantidades de sedimentos (Keefer et al., 2003; Sandweiss
et al., 2007). El hiato en la actividad de El Niño hacia la mitad del Holoceno,
presente en Quebrada Tacahuay ha sido debidamente documentado en otras
áreas de los Andes y está confirmado con evidencia paleoclimática para regiones
geográficas diferentes a los Andes (Cole, 2001; Fontugne et al., 1999; Hughen
et al., 1999; Keefer et al., 1998; Riedinger et al., 2002; Rodbell et al., 1999;
Sandweiss et al., 1996, 2001; Tudhope et al., 2001).
Patterson et al. (2004) reconocen ciclos en registros sedimentarios marinos, de
escamas de sardinas y anchoas, del Holoceno tardío (de 1800 a 4700 años) del
dominio del afloramiento costero de América del norte que han sido vinculados
con la variabilidad de la radiación solar y que esta conclusión puede ser extendida
a la paleoproductividad de las poblaciones de peces en el noreste del Océano
Pacífico. Se determinaron, en base a abundancias de escamas, ciclos
poblacionales de anchoa y arenque (sardinas) de forma independiente, que
corresponden a escalas decenales (decadales) a centenales (seculares), con una
variabilidad especialmente bien definida en ciclos solares fijos (Gleissberg) de 75
a 90 años. Asimismo, determinaron otros ciclos que no son fijos y la transición
entre fases climáticas de la región dio lugar a una fase de mayor precipitación que
afectó la dinámica oceánica costera hace 3.400 años.
Vargas et al. (2006) sugieren que los flujos fechados entre 12900 y 8400 AP,
interpretados como consecuencia de fuertes eventos El Niño, estarían asociados
con episodios cortos, fuertes e intensas lluvias correspondientes a inviernos y
primaveras australes coincidentes con fuertes vientos del sur asociados a un
fortalecimiento del anticiclón del sur y la intensificación del afloramiento costero.
Gutierrez et al. (2006) a partir de registros continuos de los cambios climáticos y
oceanográficos en los últimos 100 a 250 años determinó períodos de aumento de
las fracciones minerales, como los eventos El Niño 1982-1983, 1986-1987 y 1997-
1998 que puede ser el resultado de una combinación del aumento de las
descargas fluviales y el transporte regional hacia los polos mejorada durante tales
eventos. Alrededor de 1850, se observa un cambio de las características
sedimentológicas y del patrón de variabilidad de Carbono Orgánico Total (COT),
lo que indicaría cambios notables en las características del clima y el ecosistema
13
con una relativa mayor estacionalidad en los flujos de componentes terrígenos
frente a los componentes biogénicos antes que el nivel estratigráfico. En los
últimos 150 años se manifiesta un patrón de variabilidad multidecadal del COT
con una tendencia positiva en los últimos 50 años, coincidiendo con un
incremento de las presiones del viento a lo largo de toda la costa del Perú y un
patrón similar de variabilidad del COT en el norte de Chile, infiriendo una
intensificación regional del régimen de afloramiento con mejoramiento de la
productividad primaria.
Graham et al. (2007) determinan que registros “proxy” marinos y terrestres del
Holoceno de la zona occidental y central de EE.UU. sugieren que el clima entre
aproximadamente 500 y 1350 dC estuvo marcado, en general, por condiciones de
aridez, con episodios seculares graves de sequía, incidencia elevada de
incendios, fría temperatura superficial del mar (TSM) a lo largo de la costa de
California, y la movilización de dunas en los llanos occidentales. Esta anomalía
climática medieval (MCA) fue seguido por condiciones más húmedas costeras y
TSM cálidas durante la transición a la "Pequeña Edad de Hielo" (“Little Ice Age”-
LIA); sin embargo, registros proxy del Océano Pacífico Tropical muestran cambios
que indican condiciones de TSM frías en el Pacífico Tropical centro-oriental
durante la MCA, con temperaturas más cálidas que las modernas en el oeste del
Pacífico Ecuatorial. Este patrón de las latitudes medias y las condiciones de clima
tropical es consistente con la hipótesis de que la condición seca MCA en el oeste
de los EE.UU. es resultado (al menos en parte) de los cambios en los patrones de
circulación en el invierno tropical del HN tal como los relacionados con los
modernos episodios de La Niña. Esta huella del cambio climático del MCA
aparece en los registros de todo el planeta y en muchos casos es consistente con
un enfriamiento medioeval del Pacífico Tropical.
14
2.3 Aspectos Océano Atmosféricos
Dettinger et al. (2001), plantean que variaciones interanuales ENSO y decenales
en la cuenca del Océano Pacífico son importantes contribuyentes año a año (y
mayores) de variaciones del clima en norte y sud América. El análisis de registros
históricos de la temperatura superficial del mar global (TSM), las Presiones
Globales Superficiales a 500 mb y las variaciones hidroclimáticas en el Hemisferio
Occidental que están asociadas en forma lineal con las variaciones de origen
ENSO, exhiben simetrías marcadas en ambos hemisferios en la mayoría de sus
expresiones de variabilidad climática, en escalas interanual y decenal. Estas
similitudes son notables, porque actualmente se cree que los mecanismos
responsables de estas dos escalas de variación temporal, vinculadas con
fluctuaciones generadas por el fenómeno ENSO, incluyen distintos procesos
físicos y zonas geográficas de acción. No obstante esta fuente potencial de
mecanismos de variaciones climáticas de escala interanual y decenal resultan en
el desarrollo de condiciones más lluviosas que lo normal en las regiones
subtropicales (durante la fase cálida del ENSO), y condiciones más secas que lo
normal en las latitudes medias y en los trópicos en general sobre todo el
continente americano. Lo que ocurre en repuesta a los cambios de vientos de
superficie en la Zona Ecuatorial del Pacifico (PEZ) y cambios de las trayectorias
de tormentas en ambos hemisferios. La similitud de las expresiones climáticas en
superficie en ambos hemisferios y escalas temporales, hace más difícil la
identificación de estas dos señales en las reconstrucciones paleo-climáticas.
Hidalgo y Dracup (2003), sugieren la existencia de una conexión expresada en la
predominancia de cada fase ENSO con las fases positivas y negativas de la PDO.
Al respecto, Espino, 1997 (a), expresa que El Niño presenta manifestaciones
diferenciadas para periodos fríos y cálidos en relación a la PDO de tal manera que
aquellos que corresponden a periodos fríos (PDO negativo) de los años 1950s y
1960s, se inician en el otoño austral y serían menos nocivos para las poblaciones
de recursos pelágicos como la anchoveta, por su manifestación en otoño, tienen
una primera expresión máxima en invierno y una segunda el verano siguiente,
para normalizarse el siguiente invierno; en cambio los de periodos cálidos (PDO
positiva) como los de los años 1970s y 1980s tendrían un impacto mayor debido a
que se inician en primavera, tienen una máxima expresión en el verano siguiente
15
extendiéndose posteriormente hasta el siguiente invierno y subsecuente
primavera, afectando tres desoves de la especie.
Schwing et al. (2002), introduce el Índice de Oscilación del Norte (NOI) como un
nuevo índice de variabilidad basado en la diferencia de las Anomalías de
Presiones a Nivel del Mar (SLPA), en la Alta del Pacífico Norte (NPH), en el
Pacífico Noreste (NEP) y cerca a Darwin (Australia) en una región
climatológicamente de baja SLP. Estos dos lugares son centros de acción de las
celdas de circulación atmosférica de Hadley-Walker del Pacífico Norte. Las SLPs
en estos lugares tienen una fuerte correlación negativa que refleja su papel en
esta circulación. Los patrones de la Circulación Atmosférica Global (CAGP)
indican que el NEP está ligado con el Pacífico Tropical Este y el Sudeste de Asia
a través de trenes de ondas atmosféricas asociadas con las fluctuaciones de esta
circulación. El NOI representa una amplia gama de eventos climáticos tropicales y
extra-tropicales que afectan el Pacífico norte en escalas intra estacional,
interanual y decenal. El NOI es el equivalente del Índice de Oscilación Sur (SOI)
en el Pacífico norte, pero se extiende tropical y extra-tropicalmente. Debido a que
el NOI se basa parcialmente en la NEP, proporciona indicaciones más directas de
los mecanismos por los que los fenómenos climáticos a escala global afectan el
norte del Pacífico y América del Norte. El NOI es dominado por variaciones
interanuales asociadas con los eventos El Niño/La Niña (EN/LN). Índices con
valores positivos (negativos) máximos están asociados generalmente con LN (EN)
y anomalías de temperatura superficial del mar negativa (positiva) sobre el NEP,
particularmente a lo largo de la costa oeste de Norte América. El NOI y el SOI
están altamente correlacionados, pero claramente diferenciados en algunos
aspectos. Las variaciones del EN/LN tienden a ser representados por las grandes
oscilaciones en el NOI. Cuarenta por ciento (40%) de los eventos interanuales
moderados y fuertes del NOI son vistos por el SOI como eventos débiles o de
signo opuesto. El NOI parece ser un mejor índice de la variabilidad ambiental en
la NEP que el SOI, y la NPH SLP sola, lo que sugiere que el NOI es más eficaz
en la incorporación de las influencias regionales (teleconexiones) remotas de los
procesos climáticos. El NOI contiene períodos alternados decenales dominados
por valores positivos y negativos, lo que sugiere cambios importantes del clima en
ciclos de más o menos 14 años. El NOI fue predominantemente positivo antes de
1965, durante 1970-1976 y 1984-1991, y desde el año 1998. Los valores
16
negativos predominaron entre 1965-1970, 1977-1983 y 1991-1998. En el NEP, los
períodos negativos interanuales y decenales del NOI (por ejemplo, los eventos
EN) están generalmente asociados a vientos Alisios más débiles, débil surgencia
costera, temperaturas superficiales más cálidas, menores capturas del salmón del
Pacífico Noroccidental, elevadas capturas de salmón de Alaska y, en general,
disminución de la biomasa de macrozooplancton frente al sur de California y,
disminución de los desembarques de anchoveta y/o sardina en el Perú. Los
patrones opuestos, físicos y biológicos en general, ocurren cuando el índice es
positivo. Correlaciones simultáneas del NOI con las anomalías de temperatura
superficial del Pacífico Norte son mayores durante el invierno y primavera boreal y
veranos y otoños australes. Correlaciones desfasadas del invierno y la primavera
del NOI, están relacionadas con consiguientes elevaciones de temperatura del
mar durante varias temporadas. Las relaciones entre el NOI y anomalías
oceánicas, atmosféricas, físicas y biológicas en el NEP indican que este índice es
útil para diagnóstico del cambio climático en el NEP, y propone mecanismos que
vinculan las variaciones en el entorno físico a los recursos marinos en escalas
climáticas interanuales y decenales.
Asimismo, la porción sudeste del Pacífico Norte, presenta características
diferenciadas, antes y después de cambio de régimen 1976-1977, del
comportamiento de los patrones de anomalías de las presiones a nivel del mar y
los patrones de anomalías de la temperatura superficial del mar y, recientes
importantes cambios en ecosistemas de la costa oeste de Estados Unidos y
condiciones similares en la década de los 1990s, en el Golfo de Alaska, Mar de
Bering y Mar de Ojotsk, son consistentes con los patrones de anomalías
mencionados (Bond et al., 2003).
Lluch-Cota (2003) plantea que la variabilidad de la TSM en la costa noreste del
Pacífico se ajusta a los tres modos geográficos principales. (a) Uno tropical se
extiende desde el ecuador hasta el inicio del Golfo de California. Este modo
parece estar relacionado con dos componentes de baja frecuencia de la
Oscilación del Sur El Niño (ENSO) de 3 y 5 años. El SST anomalía relacionada
con estas señales se propaga hacia los polos, al parecer a una velocidad baja
(~0,08 ms-1); (b) Un clima templado (o de transición), modo que incluye las áreas
costeras a lo largo del sistema de la Corriente de California, también muestra la
señal de 5 años más un componente de escala decenales (períodos
17
comprendidos entre 10-17 años); y por último, (c) un modo de subárticas que
incluye las áreas costeras del Golfo de Alaska y está dominada por la variabilidad
inter decenal que se caracteriza por la Oscilación Decenal del Pacífico (PDO).
Annamalai et al. (2005), con observaciones de la temperatura superficial del Este
Ecuatorial del Océano Índico (EEIO) entre 1950 y el 2003 indican que el evento
del modo dipolar zonal (IODZM) del mencionado océano fue fuerte en las
décadas de 1960s y 1990s. Al respecto, revelan que el EEIO está condicionado
previamente por la señal de PDV (Variabilidad Decenal del Pacífico) dependiendo
de la profundización de la termoclina al sur de Java y la influencia del tornado de
Indonesia y por la Variabilidad Decenal Residual en el Pacífico Oeste y Central
que cambia los vientos ecuatoriales en el Océano Índico (Teleconexión
Atmosférica). Ambos efectos producen un estado fundamental que es favorable o
desfavorable para las interacciones de la capa de mezcla de la termoclina y por lo
tanto para la excitación de eventos fuertes IODZM. Desde 1999 la fase de PDV ha
cambiado consistentemente con la hipótesis de que la profundidad media de la
termoclina en el EEIO se ha incrementado y como consecuencia no se ha
desarrollado un evento IODZM durante El Niño 2002 y sólo se dio un evento débil
de enfriamiento en el verano del 2003. Esta hipótesis probablemente también
explica por qué algunos eventos fuertes IODZM ocurren en ausencia de ENSO,
siempre que PDV ha pre-condicionado la termoclina poco profunda durante EEIO.
Volkov y van Aken (2005), a partir de un análisis de la variabilidad interanual del
nivel del mar de las zonas extra tropicales del Atlántico Norte y Pacífico Norte,
encuentran indicios de que el patrón de variabilidad del nivel del mar del Pacífico
Norte estaría relacionada con la PDO y sugieren que el aumento decenal
observado en el nivel del mar en el Atlántico Norte subpolar y oriental estarían
relacionadas con los cambios inter decenales asociados a este patrón de
variabilidad (PDO).
Gergis y Fowler (2006), utilizando el índice acoplado océano-atmósfera del
ENSO con información entre 1525 y 2002 revelaron 83 episodios ENSO extremos
o muy fuertes ampliando considerablemente la actual cronología de eventos
ENSO. Asimismo, indican una mayor actividad durante el siglo XVI hasta
mediados del XVII y XX. A través de la reconstrucción de 478 años, se observó
que el 43% de los eventos extremos de El Niño se han producido durante el siglo
XX, con un sesgo evidente hacia las últimas décadas. Del número total de años
18
ENSO, el 30% ocurre después de 1940, lo que resulta anómalo en el contexto de
los últimos cinco siglos.
Sun y Wang (2006), evidencian que la Oscilación Ártica (AO) juega un papel
importante en la oscilación de baja frecuencia de la PDO. Cuando la AO influye en
la PDO por 7 u 8 años, la correlación entre ellos se hace más fuerte (r=0,77), en
ese sentido, la variabilidad decenal de la AO provee una valiosa señal precursora
para la predicción de la PDO, de tal manera que la correlación y regresión revelan
el posible mecanismo para el acoplamiento AO-PDO indicando que un fuerte AO
provocará un fortalecimiento de la Baja de las Aleutianas (AL) que está vinculado
a la PDO por la interacción océano-atmósfera en el Pacífico Norte, y viceversa.
Ma (2007), muestra que se produjo un persistente periodo cálido en el Norte de
China con menos lluvias a partir de mediados y finales de los 1970s hasta la
actualidad. Un análisis reflejó una significativa correlación entre el PDO,
Temperatura Superficial del Aire (SAT), precipitación e Índice de Humedad
Superficial (SWI). Una fase positiva de la PDO (Fase PDO cálida) coincide con
calentamiento, menos precipitación y periodos de sequía; mientras que una fase
negativa del PDO (Fase PDO fría) corresponde a bajas temperaturas, mayores
precipitaciones y un periodo húmedo. La duración de estas fases corresponde a
más de 20 años. La variación decenal de la TSM en el Océano Pacífico Norte, es
una de las posibles causas en la formación de los momentos secos y húmedos y
sus cambios en la parte norte de China.
Wu y Zhang (2007), identifican para el periodo 1968-2002 un cambio de régimen
a finales de los 1980´s, que se caracteriza por la alternancia de fases positivas y
negativas del modo principal del análisis de la Función Empírica Ortogonal (EOF)
de las temperaturas superficiales del mar (SST) durante el verano boreal (junio-
agosto) en el Océano Pacífico en el área comprendida entre los 100º a 180ºE y
los 0º a 40ºN representando el 30,5% de la varianza total. Durante el periodo
1968 a 1987, el modo principal con una fase media negativa (DE media = 0,586)
controló la variabilidad de la SST en el Pacífico Nordeste; en consecuencia,
anomalías negativas ocuparon los mares marginales del sur del Pacifico
Noroccidental de Japón y China. Durante el periodo 1988 al 2002, el modo
principal de cambio correspondió a una fuerte polaridad positiva (DE media =
0,781), con lo que anomalías positivas de la SST aparecieron en el Pacífico
Noroccidental. Estos cambios inter decenales significaron un aumento de las
19
precipitaciones medias en el Sudeste de la China en donde las precipitaciones
medias de verano se elevaron en 40 mm, en un nivel de significancia del 0,05.
Chhak y Di Lorenzo (2007), investigando las variaciones en la estructura
tridimensional de las celdas de afloramiento del Sistema de Corrientes de
California (CCS) con 55 años de información, determinaron que durante una fase
fría del PDO (antes de mediados de los 70`s), las celdas de afloramiento fueron
más profundas, mientras que durante una fase cálida de la PDO (después de
mediados de los 70`s) fueron menos profundas con mayor cobertura horizontal de
aguas provenientes del norte. Estos cambios en la profundidad de las celdas de
afloramiento costero pueden ocasionar cambios significativos en el flujo de
nutrientes, lo que tendría repercusiones importantes en la productividad biológica
de las zonas costeras.
El ajuste oceánico a las anomalías de las SSHa (Presiones Superficiales a Nivel
del Mar) del PDO y NPGO genera ondas Rossby que propagan sus señales en la
Extensión de la Región Kuroshio-Oyashio (KOE). La llegada del PDO – SSHa
está asociada con cambios en el eje del KOE (Miller y Schneider, 2000; Qiu et
al., 2007), en tanto que el NPGO SSHa modula las variaciones de la velocidad del
KOE (Ceballos et al., 2009) (Figura 1). Estos dos modos de variabilidad KOE, el
modo de KOE meridional (cambio en el eje) y el modo de KOE Zonal (cambio de
velocidad), respectivamente, han demostrado la captura de los dos primeros
modos de variabilidad de SSHa en el KOE (Taguchi et al., 2007).
El forzante dinámico de la NPO y su relación con los trópicos requiere mayores
investigaciones; sin embargo, hay hipótesis físicamente sustentadas que
relacionan la fuerza de la NPO con la dinámica del ENSO como el mecanismo de
la huella de la SSTa (Vimont et al., 2003), el Modo Meridional (MM) (Chiang y
Vimont, 2004; Chang et al., 2007) y la SSTa tópica (Vimont et al., 2009). La
fuente de la variabilidad de la NPO hasta ahora ha sido atribuida a la variabilidad
intrínseca de la atmósfera en las latitudes medias asociada a cambios en la fuerza
de las tormentas (Linkin y Nigam, 2008). Sin embargo, algunos estudios
(Anderson, 2004 y 2007) sugieren que parte de la variabilidad de la NPO no
puede ser independiente de ENSO y pueden tener su origen en el Pacífico
ecuatorial.
Chhak y Di Lorenzo (2007) determinan cambios para el Sistema de Afloramiento
de la Corriente de California, cambios a partir de mediados de los años 1970s,
20
determinando una fase fría y una cálida antes y después de este momento,
respectivamente. Evidenciando que estos cambios no muestran una uniformidad
latitudinal con cambios significativos en el flujo de nutrientes con importantes
impactos en la productividad biológica costera del océano.
Di Lorenzo et al. (2008), propone que la dinámica de la PDO y la Oscilación del
Giro del Pacífico Norte (NPGO) están relacionados a través de sus relaciones con
el ENSO de acuerdo al esquema expresado en la Figura 1.
Figura 1. Esquema sintético de la variabilidad decenal del Pacífico. Rojo: Dinámica PDO/AL. Azul: dinámica NPGO/NPO. Tomada de Di Lorenzo et al., 2010.
La PDO y el NPGO son expresiones oceánicas de dos modos dominantes de la
variabilidad atmosférica del Pacífico Norte, la Baja de las Aleutianas (AL) y la
Oscilación del Pacífico Norte (NPO), los cuales están asociados en sus diferentes
fases con el ENSO. Específicamente, la variabilidad de la primavera boreal de la
NPO maneja las SST en el Pacífico Tropical Central que inician las expresiones
de ENSO como picos en el invierno siguiente. El pico de ENSO en el invierno
siguiente estimula la variabilidad en la AL a través de la conocida teleconexión
atmosférica (Alexander, 1992; Alexander et al., 2002). La variabilidad de
teleconexión atmosférica de la AL está integrada e incorporada al océano dentro
de los patrones de la PDO (Newman et al., 2003), en el mismo sentido que la
variabilidad de la NPO está integrada en los patrones oceánicos de la NPGO
(Chhak et al., 2009).
21
Por otro lado, en los mares australes correspondientes a la zona antártica se han
observado cambios asociados a las oscilaciones decenales (Stammerjohn et al.,
2008), en este caso asociadas a los cambios decenales en el Modo Anular del
Sur (SAM), siendo negativo en los 1980s y positivo en los 1990s: es decir, a un
ritmo opuesto de la PDO. También se encontró una relación fuerte con el ENSO,
sobre todo cuando coincidían con las variaciones extremas de El Niño y La Niña.
Jacques-Coper (2009) denomina salto climático a los cambios producidos entre
1976/1977 siendo descrito como el cambio de la fase negativa a la fase positiva
de la PDO. Según el autor, este salto climático se observa en todas las variables
que ha analizado, identificando a nivel anual, el carácter espacial tipo El Niño en
la temperatura superficial del mar (TSM) y el aumento abrupto de temperatura
superficial del aire en zonas aledañas al Océano Pacífico (en particular en Chile;
más marcado en la temperatura mínima que en la máxima), en tanto que en
algunas regiones del interior del continente se aprecia enfriamiento, aunque sin la
existencia de un salto. Los registros instrumentales de presión a nivel del mar
(PNM) no presentan una señal espacial evidente; sin embargo, se observa el
establecimiento de una anomalía anticiclónica en el extremo austral del
continente. En el caso de la precipitación, se reconoce el carácter de salto en el
aumento de esta variable en el centro-oeste y la costa central de Argentina y el
este de Brasil, región donde también se aprecia una disminución abrupta (carácter
dipolar). En las series de verano austral, resulta especialmente conspicuo el salto
asociado al aumento de PNM en la Cuenca del Plata, aumento de la precipitación
en el centro-oeste de Argentina y el este de Brasil y aumento de la temperatura en
la Patagonia Argentina (Jacques-Coper 2009).
En este nuevo marco, bajo el efecto invernadero se evidencian más frecuentes
eventos CPW (Yeh et al., 2009) pudiendo dar lugar a señales más enérgicas de
la NPGO de finales del siglo 20, lo que implica que NPGO desempeñará un papel
cada vez más importante en la configuración del clima del Pacífico y los
ecosistemas marinos en el siglo XXI.
Zhou et al. (2010) indican que existe una relación positiva y significativa entre la
Oscilación Asia-Pacífico (APO) y la Temperatura Superficial del Mar (SST) del
Pacífico Norte en una escala de tiempo interanual durante el periodo 1954-2003
que sugiere que un fuerte o débil APO corresponde, respectivamente, a una alta o
baja SST en el Pacífico Norte. Esta relación está debidamente soportada por la
22
dinámica y condiciones térmicas asociadas a las anomalías de la APO. Cuando la
APO está en la fase positiva, se debilita el chorro oeste del Asia Oriental por
encima de la tropósfera y la circulación anticiclónica anómala prevalece en la baja
troposfera sobre el Pacífico Norte. Además, la anomalía negativa de los flujos de
calor sensible y latente predomina en el Pacífico Norte, lo que induce el flujo de
calor de la atmósfera al océano. Mientras tanto, la advección de aguas cálidas
hacia el norte se fortalece en el Pacífico Norte. Todas estas condiciones
favorecen el calentamiento de la SST del Pacífico Norte, y por lo tanto la SST es
mayor en esta región, y viceversa.
Ceballos et al. (2009) identifican la Oscilación del Giro del Pacífico Norte (NPGO)
como un modo de variabilidad climática que está vinculado a las fluctuaciones de
la salinidad, nutrientes y clorofila en el Pacífico noreste. El NPGO refleja los
cambios en la fuerza de las ramas central y oriental del giro subtropical y es
impulsado por la atmósfera a través de la Oscilación del Pacífico Norte (NPO), el
segundo modo dominante de la variabilidad de la presión del nivel del mar en el
Pacífico Norte. Se demuestra que la dinámica de la onda Rossby estimulado por
la NPO propaga la señal NPGO en el campo de altura de la superficie del mar
(SSH) del Pacífico Norte Centro en la extensión Kuroshio-Oyashio (KOE), y que
generan cambios en la fuerza de la KOE con un retraso de 2-3 años. Esto sugiere
que el índice NPGO se puede utilizar para rastrear los cambios en toda la rama
norte del Giro Subtropical del Pacífico Norte. Estos resultados también
proporcionan un mecanismo físico para explicar las variaciones decenales del
clima y cambios coherentes en los ecosistemas entre los límites del norte del
Pacífico oriental y occidental.
MacDonald y Case (2005) usando cronologías de árboles hidrológicamente
sensibles de Flexilis pinus en California y Alberta reconstruyen una serie de PDO
entre 993 y 1996 indicando que la periodicidad de 50 a 70 años es típica de los
últimos 200 años, siendo sólo una variabilidad intermitente antes de ese periodo.
Entre los años 1600 y 1800 existe una ausencia general de una variabilidad
significativa en el rango de frecuencia de 50 a 100 años. La variabilidad
significativa de 50 a 100 años reaparece entre los años 1500 y 1300 y del 1200 al
1000. Un período prolongado de valores de PDO fuertemente negativa entre los
años 993 y 1300 son contemporáneos con una grave megasequía medieval que
23
se puede comprobar en muchos registros hidrológicos proxy para el oeste de los
Estados Unidos y el Canadá.
2.4 Aspectos biológicos y pesqueros
Noakes et al. (2000), consideran que los cambios en el clima en 1977 y 1989 ha
dado lugar a cambios significativos en el salmón del Pacífico. Estos cambios
relacionados con el clima y combinados con la sobrepesca local y las pérdidas de
hábitats de agua dulce, han dejado a algunas poblaciones de salmón silvestre en
niveles muy bajos, evidenciando una concomitancia entre procesos de origen
natural y con otros de origen antrópico como la sobrepesca.
McFarlane y Beamish (2001), reportan abundante pesca de sardina (Sardinops
sagax) en la Columbia Británica desde mediados de la década de 1920 hasta
mediados de la década de 1940 promediando capturas de 40.000 t anuales; sin
embargo, en 1947 no sólo la pesquería de Columbia Británica colapso, sino
también las sardinas desaparecieron totalmente de las aguas de Columbia
Británica, reapareciendo en 1992, después de un período de 45 años. Con el
incremento de la abundancia, las sardinas desovaron en la costa oeste de la
Columbia Británica en 1997 y 1998 y juveniles de un año de edad estuvieron
ampliamente distribuidos a lo largo de las costas de Alaska. Este comportamiento
de la distribución y desove no se reportó en la década de 1930 y 1940. Los
cambios en la dinámica de la sardina se relacionaron con los cambios de
régimen, pero no oscilan en sincronía con todos los cambios de escala decenal
en el clima de acuerdo al patrón del Índice de Forzamiento Atmosférico (AFI).
Esta respuesta indica que la relación entre las sardinas y los regímenes
climáticos es específica en un conjunto de factores que caracterizan a los
regímenes. Los indicadores de cambio de los ecosistemas tales como la
temperatura deben ser vistos más como expresiones de los cambios que como
los reguladores específicos de la distribución y abundancia, quedando por
descubrir el conjunto específico de factores que crean ecosistemas favorables
para las sardinas. Sugieren que es el cambio de los regímenes el que crea
condiciones favorables a la sardina mediante la mejora de la productividad de
24
diatomeas que son específicos para mejorar la supervivencia temprana de las
larvas de sardinas.
También, existen evidencias de periodicidad asociada a ecosistemas marinos
antárticos, habiéndose demostrado que en los últimos 40 años las poblaciones y
los parámetros demográficos de tres especies de aves (fulmar del sur Fulmarus
glacialoides, petrel de las nieves Pagodroma nivea y el pingüino emperador
Aptenodytes forsteri) fluctúan con una periodicidad de 3 a 5 años la misma que
se detectó en la extensión del hielo marino y el Índice de Oscilación del Sur (SOI);
sin embargo, entre finales de la década de los 1970s e inicios de los 1980s, se
observan cambios en la oscilación cíclica (“ciclicidad”) lo que sugiere un cambios
de régimen, pero con efectos diferenciales en las tres especies (Jenouvrier et al.,
2005).
Wilderbuer et al. (2002) analizaron la relación entre variables físicas, biológicas y
reclutamiento de stocks de tres especies de lenguados (Hippoglossoides
elassodon, Lepidopsetta polyxystra, Atheresthes stomias) del Este del Mar de
Bering del periodo 1978 a 1996, determinando que la tendencia de la producción
de estos lenguados es consistente con la hipótesis de que la escala climática
decenal influencia en la sobrevivencia de etapas tempranas de vida. La denso-
dependencia (tamaño del stock reproductor) es estadísticamente significante con
un modelo de reclutamiento de Ricker (1954) incluyendo variables ambientales.
La advección impulsada por los vientos favorece las zonas de crianza, lo cual
coincide con años de reclutamiento promedios alto. Los forzantes oceánicos de
las aguas superficiales de la Bahía de Bristol durante la primavera fueron más
costeros (hacia el este) en los años 1980´s, mientras que para los 1990`s fueron
más oceánicos (hacia el oeste) correspondiendo con periodos de buenos y pobres
reclutamientos, respectivamente. También determinaron que la distancia de la
costa y la profundidad al final, luego de 90 días de deriva (tiempo de vida larval
estimado) también correspondieron con la productividad de los lenguados.
Serra et al. (2002), en base a indicadores biológicos plantean que los principales
puntos de inflexión en la corriente de Humboldt se produjeron en el borde de la
década de 1960 y 1970, con un cambio de la anchoveta a la sardina. El segundo
punto de inflexión ocurrió a mediados de los 1980. Abordan también la
variabilidad decenal indicando que esta sería la causa principal de las
En este caso, la conformación de los Andes ha sido determinante en la definición
del Gran Ecosistema Marino de la Corriente de Humboldt (GEMCH) o Gran
Ecosistema Marino de la Corriente del Perú (GEMCP) como se le denominó
inicialmente, de tal manera que desde finales del terciario tenemos un escenario
definido geomorfológicamente, con un patrón de circulación oceánica dominado
por la intensidad y dirección de los viento alisios gobernados por la dinámica del
Anticiclón del Sur y con una fauna y flora marina que persisten hasta la actualidad
con un patrón de variabilidad climática y oceanográfica en la que interactúan
momentos de alta y baja variabilidad, con periodos decenales cálidos y fríos, y
eventos ENSO interanuales, afectando todos en su conjunto, la estacionalidad
propia del Pacífico Sudeste.
El comienzo del Cuaternario está definido por el inicio de fluctuaciones
climáticas que conducen a bajar los promedios térmicos entre unos 4 y 5°C. En
las latitudes altas y templadas (por ejemplo, en la Patagonia), así como en las
regiones elevadas de los Andes se forman enormes glaciares y áreas
periglaciares. También en Centro y Sudamérica las glaciaciones dejan sus
huellas. No obstante, a pesar de que la cordillera de los Andes, durante las
glaciaciones (Pleistoceno), no había alcanzado las elevaciones actuales, y, que
sólo una parte de ella se encontraba fuera de la zona intertropical, a saber en
las latitudes medias y altas, el efecto de los eventos glaciales no fue tan fuerte
como el ocurrido en las cadenas montañosas altas de Europa y Asia. Prueba de
ello es la Sacerglotta, una planta que durante el Pleistoceno habitaba en tierras
bajas y que existe en la actualidad fosilizada a 3.000 msnm en los andes
colombianos. Esto evidencia que parte de las zonas elevadas de ese país
pertenecía en esa época a "Tierra Caliente", es decir, al primer piso térmico o
altitudinal de la cordillera.
45
Existen registros paleontológicos en la zona de Pisco y Caballas
correspondientes al Mioceno inferior hasta el tope del Plioceno inferior (10 y 20
millones de años), de peces, aves y mamíferos, que existen hasta el momento
en el ecosistema de afloramiento peruano como los que aparecen en la tabla
que se anexa (tomada de Marocco y De Muizon, 1988). La presencia de
Phocidae, Otariidae y Sphenicidae da cuenta de la existencia de una fauna
marina similar a la existente ya que en la actualidad subsisten especies de las
mismas familias en los mismos lugares.
Caballas Pisco Formación
Mioceno Plioceno
Inferior
Edad
Grupo
taxonómico
Inferior Medio Superior
SRA CLB ELJ AGL MTM SAS SAO Nivel
Carcharodon carcharis
Selacios Isurus hastalis
Hemipristis c.f. serra
Spheniscidae 1 (nov. sp.)
Aves
Pingüinos
Spheniscidae 2 (nov. sp.)
Phocidae Carnívoros
marinos Otariidae
Megateriidae (nov. gen.,
nov. sp.)
Edentado
Delphinidae (Delphininae)
Cetáceos
Odontocetos
Phocoenidae
Kentrodiontidae
Eurhinodelphidae
Cethoteriidae 1 (nov. gen.,
nov. sp.)
Cetáceos
Mysticetos Cethoteriidae 2 (nov. gen.,
nov. sp.)
Cethoteriidae 3 (nov. gen.,
nov. sp.)
SRA: Santa Rosa; CLB: Cerro La Bruja; ELJ: El Jahuay; AGL: Aguada de Lomas; MTM: Montemar; SAS: Sud Sacaco; SAO:
Sacaco
Figura 3. Distribución vertical de algunos taxa de vertebrados con valor estratigráfico en las formaciones de Caballas y Pisco correspondientes al Mioceno inferior hasta el tope del Plioceno inferior (Adaptada de Marocco y De Muizon, 1988)
Por otro lado, la última era glacial, conocida en Europa como Würm y en América
como Wisconsin, comenzó hace unos 80000 años, fue interrumpida por algunos
estadios más cálidos y finalizó hace unos 10000 años con el retroceso de los
hielos en el Holoceno. Durante este periodo las temperaturas descendieron entre
8 y 11ºC y, a medida de que se extendía el hielo en ambos hemisferios, se
46
produjeron desplazamientos de los centros ciclónicos y anticiclónicos, con
enfriamiento del mar en las altas latitudes y variaciones de las corrientes marinas.
Estas últimas evidencias reafirman la hipótesis de que el ecosistema de
afloramiento peruano tendría una presencia tal cual lo conocemos en la
actualidad, luego de la última glaciación, desde unos 10 mil y 20 mil años atrás.
Para la costa tropical oriental de Sudamérica en donde el ENSO es más notorio,
existen evidencias arqueológicas y paleontológicas en el norte del Perú que
revelan un mayor cambio climático hace alrededor de 5000 años. Los datos dejan
implícita la presencia estable de aguas cálidas tropicales al sur hasta los 10°S
durante el Holoceno Temprano Medio (alrededor de 8000 a 5000 años AP). Esto
sugiere que el ENSO no ocurrió por algunos milenios anteriores a 5000 años AP,
cuando el clima mundial y regional era más cálido que en la actualidad
(Sandweiss et al., 1996). Un argumento importante a favor de lo propuesto es la
presencia de TAMAs (Asociación Térmicamente Anómala de Moluscos –
Thermally Anomalous Molluscan Association) o asociaciones de moluscos
tropicales en depósitos naturales y conchales mayores a 5000 años a lo largo de
la costa norte del Perú, siendo uno de los mejores ejemplos los depósitos de
conchas de moluscos en la paleo laguna del Santa (09 ºS); sin embargo, DeVries
y Wells (1990), sostienen que la asociación de acumulaciones de moluscos de
aguas frías con los de aguas cálidas (TAMAs) en la zona del Santa obedecen a
una consecuencia paleográfica costera local y no regional o cambio climático
durante el Holoceno medio y que lo planteado por Sandweiss et al. (1996) que el
litoral peruano fue bañada por aguas más cálidas antes de 5000 años AP, no es
compatible con la prevalencia de moluscos de agua fría y la ausencia de
moluscos tropicales en estas costas durante el Holoceno y el Pleistoceno. Siendo
la consecuencia más interesante y novedosa de los TAMAs, que los cambios
relacionados con ENSO han jugado un papel importante en la dispersión de las
larvas y el desplazamiento hacia el sur de especies tropicales (De Vries et al.,
1997). Esto explica los cambios en la geomorfología del lugar y la formación de la
Bahía coincidente con la eventual aparición de especies, derivado del
calentamiento; sin embargo, no explica el cambio de la biodiversidad con la
presencia de aguas cálidas, si eso fuera así hasta el momento tendríamos
especies de aguas cálidas en dicho lugar cuando el litoral peruano fue bañada por
aguas más cálidas antes de 5000 años AP. Lo que es probablemente la
47
consecuencia más interesante y novedosa de estos TAMAS es que los trastornos
relacionados con el ENSO en condiciones cercanas a la costa habrían jugado un
papel importante en la dispersión de las larvas y el desplazamiento hacia el sur de
especies tropicales.
Otras evidencias geocronológicas y geoquímicas para el establecimiento del
Santa muestran que depósitos de Trachycardium procerum (5500 a 6100 años
AP) revelan anomalías registradas en los anillos de crecimiento y señales
isotópicas de la presión ecológica comparable a las encontradas en conchas
modernas que sobrevivieron al ENSO de 1983 en la misma latitud, indicando
cambios en corto plazo de 7 a 8 ºC (Pierrer et al., 1994 y Andrus et al., 2005).
Asimismo, existen depósitos litorales emergidos en la Península de Mejillones (23
ºS) de 400000 años (Pleistoceno medio) que evidencian la coexistencia de
moluscos de aguas tropicales con moluscos de aguas templadas propias de
dichas áreas, constituyendo TAMAs, similar a los descritos para el último periodo
interglacial en Ilo (18 ºS) y en el Santa (09 ºS), los que habrían sido favorecidos
por eventos El Niño, que se confirma con la aparición de estas asociaciones en la
Bahía de Antofagasta después de eventos El Niño recientes (Guzmán et al.,
2001 y De Vries et al., 1997).
Una cronología de 3500 años de eventos El Niño extremos basada en la
estratigrafía de la llanura aluvial de los desbordamientos del Río Casma (09,2 °S)
sugiere que el fenómeno El Niño ha ocurrido a lo largo de todo el Holoceno y que
las mayores inundaciones superiores a las de 1982-1983 se producen por lo
menos una vez cada 1000 años (Wells, 1990). Asimismo, (Smith, 1992) plantea
que la Pequeña Edad de Hielo puede ser claramente identificada en el registro de
inundaciones de varios ríos y algunos indican un pulso doble (900-1200 dC; 1300
a 1600 dC), que está interrumpida por la Época Cálida Medieval. Aunque los
datos se vuelven menos confiables con el tiempo, el registro global de
inundaciones parece mostrar el resultado de períodos de inundación entre los
años 3000-1800, 4000-5000 años AP y, posiblemente 7000-9000 años AP.
Por su parte, el análisis de depósitos clásticos laminados en un lago del Ecuador
a 75 km del Océano Pacífico determinan, entre 15000 a 7000 años, una
periodicidad de 15 años o más para los depósitos clásticos; posteriormente, hay
un incremento progresivo de la periodicidad entre 2 y 8,5 años, constituyéndose
el establecimiento de la actual periodicidad desde hace alrededor de 5000 años.
48
Esto reflejaría, el inicio de una pronunciada gradiente zonal de temperatura
superficial del mar, que fuera impulsada por vientos alisios fortalecidos (Rodbell
et al., 1999).
Asimismo, el Lago del Bainbridge Crater en las Islas Galápagos, proporciona
evidencia del pasado de la frecuencia e intensidad de El Niño. La litoestratigrafía y
mineralogía de los sedimentos hipersalinos indican que al menos 435 eventos de
El Niño de moderado a muy fuertes se han producido desde hace 6100 años y
que la frecuencia e intensidad de eventos aumentó hace alrededor de 3000 años.
El Niño estuvo presente hace 6100 y 4000 años, pero con poca frecuencia. Estos
registros indican que ha habido una considerable variabilidad de El Niño a escala
milenaria desde mediados del Holoceno (Riedinger et al., 2002).
Por otro lado en el sur de Chile, en la localidad de Chan-Chan, asentamiento de
hace 5000 años (Holoceno medio) habitado por alrededor de 500 años ejerciendo
una presión de caza persistente sobre los recursos marinos locales,
especialmente las aves marinas como Phalacrocorax gaimardi que fue la presa
comestible más aprovechable. Asimismo, Albatros Thalassarche cf. melanophris y
fardelas Puffinus cf. griseus fueron presas secundarias. De acuerdo a esto el
ensamble avifaunístico de la muestra no difiere cualitativamente del actual, lo que
indica una estabilidad en la riqueza de especies hasta el presente (Simeone y
Navarro, 2002).
A partir de la paleoproductividad en escalas de tiempo glaciales e interglaciales en
el sur de la corriente Perú-Chile (PCC) en el mar del centro del Chile, y
suponiendo que la circulación atmosférica y oceanográfica están estrechamente
vinculados, el desplazamiento de la Corriente Circumpolar Antártica durante la
última Máxima Glaciación (Last Glacial Maximum-LGM), en línea con el
movimiento hacia el norte de los vientos del suroeste, traería la fuente principal de
nutrientes más cerca de Chile, consiguiendo una mayor productividad. Sin
embargo, no estaría claro si la mayor productividad en el sur de la PCC durante la
LGM refleja una alta productividad generalizada durante este tiempo o sólo un
desplazamiento de los centros regionales de productividad principal. Sugiriendo
un cambio en la posición latitudinal de tales centros de alta productividad
(Hebbeln et al., 2002).
En los últimos 13000 años, se plantea que entre 8000 y 3600 AP, la precipitación
procedente del altiplano suministrada por escorrentía a la costa del sur del Perú
murphyi), caballa (Scomber japonicus), merluza (Merluccius gayi peruanus) y pota
(Dosidicus gigas), sobre las que se sustentan las pesquerías más importantes del
país.
De otro lado, la dinámica del medio marino peruano se ve "alterada"
recurrentemente por la presencia del Fenómeno El Niño que, dependiendo de su
intensidad y duración, modifica el sistema de circulación, aumenta la intensidad y
proyección de las Corrientes Ecuatoriales Superficiales y de la Corriente
Subsuperficial de Cromwell, debilita la intensidad y proyección de la Corriente
Peruana y la Corriente Sub antártica (CSA), y reduce significativamente los
afloramientos en intensidad y extensión. Esto varía la estructura del ecosistema
marino peruano e incrementa el número de especies, lo que se ve reflejado en un
57
aumento de la biodiversidad (Arntz y J. Valdivia, 1985; Arntz et al., 1985; Arntz
y E. Valdivia, 1985; Velez y Zeballos, 1985; Velez et al., 1985; Arntz et al.,
1987; Velez et al., 1988; Arntz y Tarazona, 1990).
Figura 5. Escenarios ambientales en el Pacífico Sud Oriental
Asimismo, cambian los patrones de distribución y concentración de los recursos
pesqueros, de tal manera que los recursos pelágicos, como anchoveta (Csirke,
1980) y sardina aumentan su concentración y se hacen más accesibles y
vulnerables a la pesquería (Csirke, 1989). Paralelamente, los recursos
demersales, como la merluza, se dispersan y alejan de sus áreas tradicionales de
pesca, tornándose menos accesibles y vulnerables a su pesquería (Espino et al.,
1985; Espino y Wosnitza-Mendo, 1988).
Este enfoque diferencial de los efectos de El Niño en el ecosistema de
afloramiento peruano, ha permitido evaluar los cambios en la dinámica
poblacional de los diferentes recursos pesqueros y plantear alternativas de
análisis e interpretación del comportamiento de las poblaciones en relación a los
cambios en el ambiente y el efecto que estos cambios tienen en las pesquerías.
De acuerdo a lo observado, es posible inferir que existe un efecto concadenado
entre los diferentes factores de variabilidad que se afectan secuencialmente. Es
decir, la estacionalidad está afectada por la interanualidad y, ésta su vez, es
afectada por la periodicidad, la cual a su vez está influenciada por la secularidad,
PATRONES
NORMATIVOS
ESTACIONALIDAD[verano, otoño,
invierno, primavera]
PERIODICIDAD[Períodos fríos
y Cálidos]
SECULARIDAD[Alta y bajavariabilidad]
ELNIÑO
LANIÑA
ENSO
PERIODOSCALIDOS
PERIODOSFRIOS
PDO
PSV
ALTAVARIABILIDAD
BAJAVARIABILIDAD
Escenarios Temporales de Variabilidad FACTORES
DE
VARIABILIDAD
Escenarios Temporales de Variabilidad
58
en un proceso continuo y permanente de acuerdo al esquema que se presenta en
la Figura 5 (Espino, 2003).
(a) Patrón de variabilidad estacional o variabilidad de corto plazo
(estacionalidad)
Existe un patrón de variabilidad estacional o de corto plazo que involucra la
alternancia entre el verano e invierno, con sus inter fases, otoño y primavera. Está
definido por la traslación de la Tierra alrededor del Sol describiendo una elíptica
que marca su distancia con respecto al Sol; sin embargo, la estacionalidad está
afectada por factores de variabilidad como el ENSO, que hace que los veranos
sean más cálidos y los inviernos menos fríos en su fase cálida, El Niño y que
durante La Niña, los veranos sean menos cálidos y los inviernos más fríos.
Las variaciones en la estacionalidad pueden estar expresadas en la temperatura
ambiental y, para nuestro caso, en la Temperatura Superficial del Mar (TSM) de la
cual se dispone información desde 1925 de la Estación de Chicama (07°41’41”S-
79°26’03”W). Esta serie muestra, en promedio, máximos en febrero y mínimos en
octubre con una diferencia de 3.3ºC entre sí.
Figura 6. Temperatura Superficial del Mar (TSM) de la Estación fija Chicama (07°41’41”S-79°26’03”W). Promedios mensuales por cuartos de siglo según el siguiente arreglo: 1925 – 1949, 1950 – 1974, 1975 – 1999 y 2000 – 2013.
Haciendo un análisis por “quarters” (25 años-cuartos de siglo) se notará que las
series 1925-1949 y 1975-1999, están por encima del promedio mostrando
15
16
17
18
19
20
21
TS
M (
ºC)
Ene Mar May Jul Set NovMeses
Media (1925-2012)
1925-1949
1950-1974
1975-1999
2000-2013
59
condiciones ligeramente más cálidas, mientras que las series 1950-1974 y 2000-
2013, son más frías, debiendo considerarse que la última serie sólo contiene 13
años; sin embargo, puede ser tomado como un indicador. Esto coincide con los
ajustes planteados en función de la oscilación decadal del pacífico (PDO) por
Espino (2003) y que fuera descubierto por Hare (1996), de tal manera que en
este caso la estacionalidad estará condicionada por factores de macro escala
como la oscilación antes mencionada. En tal sentido, se puede afirmar que existe
una marcada estacionalidad que está afectada por forzantes de macro escala y
otros como el fenómeno ENSO que se describiera anteriormente (Figura 6).
(b) Patrón de variabilidad interanual o variabilidad de mediano plazo
(Interanualidad)
El patrón de variabilidad Interanual o de mediano plazo involucra el proceso
conocido como el fenómeno ENSO (El Niño Southern Oscillation) y cuyas
manifestaciones extremas en su fase positiva corresponden a El Niño y, en su
fase negativa, a La Niña, con una intermitencia que no tiene regularidad ni
predictibilidad en el mediano plazo. De allí que se les denomine “eventos” por su
naturaleza recurrente y acíclica.
Estos extremos de variabilidad pueden ser identificados a través del seguimiento
de la temperatura superficial del mar en estaciones fijas como la de Chicama u
otras con las que se disponen en el Pacifico Sudeste, sin embargo, en este
escenario, la estación de Chicama es la más antigua y constante desde 1925. De
acuerdo al SCOR (Scientific Committee on Oceanic Research) sería una de las
estaciones en donde la medición de anomalías térmicas sea considerada como
señal de la manifestación de El Niño (Figura 7; Quinn et al., 1987).
El análisis de la serie de Chicama con promedios anuales evidencia que la
variabilidad es la característica del EAP con un predominio significativo de las
anomalías negativas, propio de ecosistemas de afloramiento costero en donde la
surgencia de aguas subsuperficiales, enfría el sistema; sin embargo, no dejan de
notarse las grandes manifestaciones del El Niño con anomalías positivas
significativas (Figura 8).
60
Figura 7. Definición de El Niño de acuerdo a SCOR (Scientific Committee on Oceanic Research) y clasificación por su intensidad en las costas de Sudamérica. VS: Very Strong (Muy fuerte); SS: Strong (Fuerte), MM: Moderate (Moderado); W: Weak (Débil).
Figura 8. Temperatura Superficial del Mar (TSM) y Anomalías (ATSM) de la Estación fija de Chicama – Perú de 1925 al 2013 Existe información desde 1525 de las manifestaciones de El Niño (Quinn et al.,
1987) de la cual se desprende que manifestaciones extremas (muy fuerte – VS)
de El Niño no han sido más de tres (3) en cada siglo, habiendo algunos como el
siglo XVII en el que no se produjo ninguna manifestación de tal magnitud,
coincidente con la pequeña edad glacial del medioevo (González Trueba, 2005;
12
14
16
18
20
22
T S
M [
°C]
-2
-1
0
1
2
3
4
A T
S M
19251933
19411949
19571965
19731981
19891997
20052013
Años
ATSM TSM
61
Comunidad Andina, 2007; García Castro y Martínez, 2009) (Tabla 1). Esto
concuerda con lo planteado, líneas anteriores, por Smith (1992), Gray et al.
(2003); sin embargo, El Niño estuvo ausente o fue poco frecuente en tiempos más
remotos, entre 9000 a 5800 años (Sandweiss et al., 1996, Keefer et al., 1998;
Fontugne et al., 1999; Rodbell et al., 1999; Hughen et al., 1999; Cole, 2001;
Tudhope et al,. 2001; Riedinger et al., 2002; Sandweiss, 2003; de France y
Umire Alvarez, 2004; Graham, 2007)
Tabla 1. Eventos El Niño fuertes y muy fuertes acaecidos en el Perú desde 1525 a la actualidad (Actualizado de Quinn et al. 1987)
Año Int Año Int Año Int Año Int Año Int
1525-1526 S 1618-1619 S 1707-1708 S 1814 S 1917 S
1531-1532 S 1624 S 1714-1715 S 1828 VS 1925-1926 VS
1539-1541 S 1634 S 1720 S+ 1844-1845 S+ 1932 S
1552 S 1652 S+ 1728 VS 1864 S 1940-1941 S
1567-1568 S+ 1660 S 1747 S 1871 S 1957-1958 S
1574 S 1671 S 1761 S 1877-1878 VS 1972-1973 S
1578 VS 1681 S 1775 S 1884 S+ 1982-1983 VS
1591-1592 S 1687-1688 S+ 1785-1786 S 1891 VS 1997-1998 VS
1607 S 1696 S 1791 VS 1899-1900 S 2009-2010 S
1614 S 1701 S+ 1803-1804 S+ 1911-1912 S
Int = Intensidad; S = Fuerte (Strong); VS = Muy fuerte (Very Strong)
Se destaca asimismo el hecho de que las expresiones máximas (VS) se producen
en los primeros y últimos “quarters” de cada siglo, tal es el caso de 1578, 1728,
1791, 1828, 1877-1878, 1891, 1925-1926, 1982-1983 y 1997-1998 (Tabla 1).
Obsérvese que tanto el siglo XIX, como el XX, presentaron tres manifestaciones
extremas (VS) de El Niño y que de estas 2 se han dado en el último “quarter” de
los referidos siglos y una en el comienzo (1925). Es probable que en los siglos
anteriores se hayan dado manifestaciones similares a las acaecidas en el siglo
XX, pero no podrán ser definidas dado que la información utilizada para el periodo
previo se basa en la interpretación de reportes de cronistas e historiadores sobre
los impactos del evento en el ambiente, la pesquería y la vida de las aves y
mamíferos marinos, que podría estar distorsionadas por la apreciación subjetiva
de los autores de los mencionados registros históricos. Sin embargo, a pesar de
ello no dejan de ser señales útiles para el análisis de las manifestaciones
extremas de El Niño.
62
En esa medida, podría ser más confiable la clasificación de los eventos sucedidos
a partir del siglo XX dado que ya se contaba con instrumentos de medición que
permitían cuantificar los cambios en la magnitud de las variables oceanográficas y
atmosféricas. Es así que analizando los datos de Quinn et al. (1987), la TSM de
Chicama a partir de 1925, y el Índice de Oscilación del Sur (IOS) desde 1876 y
sus componentes de presión atmosférica en las estaciones de Darwin y Tahiti, se
definen una serie de eventos El Niño desde los denominados casi moderados
(W/M), moderados (M), fuertes (S) y (S+) y muy fuertes (VS) (Tabla 2).
Tabla 2. Eventos El Niño casi moderados, moderados, fuertes y muy fuertes acaecidos en el Perú desde 1803 a la actualidad (Actualizado de Quinn et al. 1987)
Año Int Año Int Año Int Año Int Año Int
1803-1804 S+ 1844-1845 S+ 1880 M 1917 S 1957-1958 S
1806-1807 M 1850 M 1884 S+ 1918-1919 W/M 1965 M+
1812 M 1854 W/M 1887-1889 W/M 1923 M 1972-1973 S
1814 S 1857-1858 M+ 1891 VS 1925-1926 VS 1976 M
1817 M+ 1860 M 1896-1897 M+ 1930-1931 W/M 1982-1983 VS
1819 M+ 1864 S 1899-1900 S 1932 S 1987 M
1821 M 1866 M 1902 M+ 1939 M+ 1991-1994 M
1824 M 1867-1868 M 1905 W/M 1940-1941 S 1997-1998 VS
1828 VS 1871 S+ 1907 M 1943 M+ 2002 M
1832 M 1874 M 1911-1912 S 1951 W/M 2009-2010 S
1837 M 1877-1878 VS 1914 M+ 1953 M+
Int = Intensidad; W/S = Casi moderado (Near Moderate); M = Moderado (Moderate); S = Fuerte (Strong); VS = Muy fuerte (Very Strong)
Si a partir de esta información analizamos la frecuencia de manifestaciones
fuertes de El Niño, tendremos que en los últimos dos siglos XIX y XX, las
expresiones de esta naturaleza han sido 7 para ambos siglos, considerando para
tal efecto el evento 1899 – 1900 cada año en el siglo que le corresponde.
Asimismo, en lo que se refiere a las expresiones calificadas como muy fuertes,
han correspondido a 3 para cada siglo, uno en el primer “quarter” y dos en el
último.
Este es un fenómeno que en sus expresiones extremas produce cambios
significativos en el ecosistema de afloramiento peruano; sin embargo, la duración
de estos eventos puede variar desde unos meses hasta más de un año y que
pueden resumirse de acuerdo a la tabla 3.
63
Tabla 3. Esquema generalizado de los impactos de La Niña y El Niño sobre el ambiente y los recursos en el mar peruano
Variables Año La Niña Año El Niño
A
M
B
I
E
N
T
E
CCP Intensa Retraída
CCSE Retraída Intensa
ESCC Retraída Intensa
CSA Intensa Retraída
Afloramientos Intensos Débiles
R
E
C
U
R
S
O
S
Pelágicos
(Anchoveta, sardina)
Dispersión
Baja (q),Baja (F) Baja(M)?
Concentración
Alta (q),Alta (F)
Alta (M)?
Demersales
(Merluza y otros)
Concentración
Alta (q), Alta (F)
Alta (M)?
Dispersión
Baja (q), Baja (F)
Baja (M)
Litorales
(Concha abanico, langostinos)
Disminución poblacional
Aumento Poblacional
Litorales
(Machas,choros,cangrejos)
Aumento poblacional
Disminución poblacional
CCP= Corriente Costera Peruana, CCSE= Contra Corriente Sur Ecuatorial, ESCC= Extensión Sur
de la Coriente de Cronwell, CSA= Corriente Subantártica, (q)= capturabilidad, (F)= Tasa
Instantánea de Mortalidad por Pesca y (M)= Tasa Instantánea de Mortalidad Natural
Por otro lado, cuando se promedian las TSMs por “quarters”; es decir, cuartos de
siglo, se obtiene que éstos se diferencian claramente según se aprecia en la
figura 9 A y B, agrupándose los periodos 1925-1949 con 1975-1999 y, 1950-
1974 con 2000-2012, confirmando lo que se plantea en función de la Oscilación
Decadal del Pacífico como periodos cálidos los primeros y fríos los segundos,
según se verá también en el acápite siguiente cuando se trate la variabilidad de
largo plazo.
En esa medida, los eventos El Niño, en general, en los periodos fríos tienen una
manifestación inicial otoñal, mientras que en los periodos cálidos, se presentan en
primavera. Los primeros con expresiones máximas en el invierno siguiente y un
segundo pico, pero de menor magnitud, en el verano siguiente; en tanto que los
segundos, iniciándose en primavera presentan una máxima expresión en el
verano siguiente continuando en el otoño, para declinar el siguiente invierno y
continuar el verano que sigue. Esto evidencia una manifestación diferenciada del
El Ñino en periodos fríos y cálidos (Espino, 1997).
64
Figura 9 A. Asociación por distancia euclidiana por cuartos de siglo (“quarters”) de TSM promedio de Chicama entre 1925 y 2012.
Figura 9 B. Similaridad de Bray Curtis entre cuartos de siglo (“quarters”) de TSM promedio de Chicama entre 1925 y 2012.
(c) Patrón de variabilidad periódica o decenal (Periodicidad) o
variabilidad de largo plazo
El patrón de variabilidad periódica decadal o de largo plazo, más conocida como
decadal y mejor denominada en español decenal, define períodos cálidos y fríos
que se intercalan en procesos armónicos de varias decenas de año, de allí la
denominación de decadales o decenales. Estos son procesos armónicos
asimétricos de aproximadamente 50 años de duración, con una fase positiva
(cálida) de alrededor de 20 años y una fase negativa (fría) de alrededor de 30
años (Espino, 2003). Este patrón de variabilidad esta explicado por el índice de la
1950
-197
4
2000
-202
4
1925
-194
9
1975
-199
9
Periodos Fríos Periodos Cálidos
0
0,5
1,0
1,5
2,0
2,5
Dis
tan
cia
eucl
idia
na
1925
-194
9
1975
-199
9
1950
-197
4
2000
-201
2
Periodos Fríos Periodos Cálidos
100,0
99,5
99,0
98,5
Ind
ice
Sim
ilari
dad
Bra
y C
urt
is
65
Oscilación Decadal del Pacífico (Pacific Decadal Oscillation – PDO) descubierto
por Hare (1996) y Mantua et al. (1997) y consiste en un patrón de variabilidad
climática espacial persistente (20 a 30 años) que abarca todo el Océano Pacífico,
con manifestaciones muy claras en el Pacífico Norte (Norte América) y efectos
secundarios en los trópicos. Todo lo contrario de lo que sucede con el proceso
ENSO cuyo escenario es la zona intertropical. Algunos estudios presentan
evidencias de la manifestación de este evento entre 1890 y 1924 (Fase Fría),
entre 1925 y 1946 (Fáse Cálida), entre 1947 y 1976 (Fase Fría) y, finalmente, de
1977 a la mitad de los 90’ (Fáse Cálida) (Mantua, 1999 a y b); es decir, una
oscilación armónica asimétrica con fase fría más extensa (alrededor de 30 años) y
una fase cálida más corta (alrededor de 20 años). Partiendo de esta premisa
Espino (2003) plantea ciclos de alrededor de 20 y 30 años con manifestaciones
regulares asimétricas a partir de 1900 (Figura 10), según el cual en el siglo
pasado habríamos tenido dos ciclos completos de PDO y en la actualidad
estaríamos a mediados de una fase fría que se extendería hasta alrededor de
2030. Esto explica la manifestación de dos grandes fenómenos El Niño, 1982-
1983 y 1997-1998, hacia el final del siglo pasado coincidente con una fase cálida
del PDO que a su vez fue afectada por una fase de alta variabilidad, según se
explicará más adelante.
Asimismo, la periodicidad afecta el inicio de la manifestación de El Niño, en el
sentido que durante los periodos cálidos los eventos El Niño comienza en
primavera, mientras que durante los periodos fríos, se originan en otoño. Tal es el
caso de los eventos El Niño acaecidos en la última década del siglo XIX y
primeras décadas del siglo XX (1900 a 1925); asimismo, entre 1945 - 1975 y entre
1995 – 2025 cuyas manifestaciones también se producen en otoño, tal como El
Niño 1997-1998, 2002, 2009-2010 y 2014, correspondiendo al comportamiento de
los periodos fríos. Por el contrario, los fenómenos El Niño acaecidos entre 1925 y
1945 y entre1975 y 1995 se inician en primavera correspondiendo a lo que se ha
dado en llamar fenómenos El Niño canónigos tales como el evento 1976, 1982-
1983, 1987 y 1991-1994. Esta diferenciación en el momento de la manifestación,
otoño o primavera, se traduce en una menor o mayor afectación al ecosistema,
sino sólo basta comparar lo acecido durante El Niño 1982-1983 con lo sucedido
durante El Niño 1997-1998. En el primer caso se afectó los desoves de sardina de
la primavera de 1982 y el verano y primavera de 1983, en tanto que en el
66
segundo caso, sólo afectó el desove de anchoveta de la primavera de 1997 y del
verano de 1998 (Espino, 1997).
Figura 10. Oscilación Decadal del Pacífico – Pacific Decadal Oscillation (PDO). Promedios anuales entre 1900-2012
A partir del análisis de la serie 1900 al 2012 de la Oscilación Decadal del Pacífico
debemos concluir que existen periodos cálidos, fríos y templados en al Pacífico
Oriental que se comportan como una oscilación armónica asimétrica, con
desviaciones positivas de alrededor de 20 años y desviaciones negativas de
alrededor de 30 años (Figura 10), los cuales se corroboran cuando se analizan
las TSMs de Chicama por “quarters” y el índice PDO, también por “quarters”.
Obsérvese en la Figura 11 que la porción central de la figura la dominan en
orden de importancia los periodos fríos, 1945-1974 flanqueado por los periodos
cálidos, 1925-1944 y 1975-1994, lo cual coincide con el análisis jerárquico de
agrupamiento (“clusters”) de la Figura 12, en la cual se notan claramente
diferenciados los periodos fríos de los cálidos. Además, se diferencian los
periodos 1900-1924 (ligeramente cálido) y el 1995-2012 (ligeramente frío) a los
que denominaremos periodos templados, claramente diferenciados en la
mencionada figura.
-4
-3
-2
-1
0
1
2
O
sc
ila
ció
n D
ec
ad
al
de
l P
ac
íf
19001910
19201930
19401950
19601970
19801990
20002010
2020
Años
1924-1925
1945-1946
1976-1977
1997-19981924-1925
1997-1998
Serie Teórica Serie Observada
67
Figura 11. Promedios mensuales de PDO por “quarters”, 1900 – 2012
Figura 12. Definición de periodos cálidos, templados y frio a partir del PDO promediado por “quarters”. Serie 1900-2012
En conclusión, a partir del análisis de índice de Oscilación Decadal del Pacífico,
se definen periodos cálidos (1925-1944 y 1975-1994), periodo frío (1945-1974) y,
periodos templados (1895-1924 y 1995-2024).
-0,8
-0,6
-0,4
-0,2
0
0,2
0,4
0,6
PD
O p
rom
ed
io
I II III IV IQuarters
1900-1924
1925-1944
1945-1974
1975-1994
1995-2012
1945
-197
4
1975
-199
4
1925
-194
4
1995
-202
4
1895
-192
4
Periodo Frío Periodos Cálidos Periodos Templados
0
1
2
3
4
5
Dis
tan
cia
eucl
idea
na
68
(d) Patrón de variabilidad secular (secularidad) o de cambios de más
largo plazo
Este patrón de variabilidad que abarca un siglo de extensión denominado secular
o de muy largo plazo (Espino, 2003) define una oscilación armónica simétrica de
alrededor de 100 años, en la cual se intercalan cada 50 años una fase positiva o
de alta variabilidad y una fase negativa o de baja variabilidad (Figura 13 A).
Figura 13 (A). Índice de Oscilación del Sur (SOI) y su varianza (PSV) desde 1876 a 2012. PSV: Variabilidad Secular del Pacífico (Pacific Secular Variability)
Este patrón refleja la intensidad de la variabilidad y se ha denominado Variabilidad
Secular del Pacifico (Pacific Secular Variability – PSV). Se identifica a través de la
varianza del índice de oscilación del sur y revela que en los últimos y primeros
“quarter” de cada siglo se dan momentos de alta variabilidad con manifestaciones
extremas de la estacionalidad, el ENSO y la periodicidad (Figura 13 B). Esto
explica las manifestaciones extremas de El Niño (Tabla 2) en los últimos y
primeros “quarters” de cada siglo; es decir, la secularidad refleja la intensidad de
la variabilidad (mayor o menor) afectando la periodicidad en el sentido de que sus
manifestaciones, cálidas y frías (positivas y negativas) sean más intensas en los
últimos y primeros “quarters” de cada siglo y menos intensas en los “quarters”
intermedios (Espino, 2003), afectando a su vez las manifestaciones de El Niño y
-75
-65
-55
-45
-35
-25
-15
-5
5
15
25
Ind
ice
de
Os
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SO
I -
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18761884
18921900
19081916
19241932
19401948
19561964
19721980
19881996
20042012
Años
77
79
88
96
5
10
17
4041
5075
7782 87
919293
97
98
2
8
11
69
La Niña haciendo que los eventos más intensos ocurran en los últimos y primeros
“quarter” de cada siglo.
Figura 13 (B). Distancia euclidiana aplicada a la desviación estándar del SOI, que agrupa los periodos de alta variabilidad (1876-1925 y 1976-2011) diferenciándolos del de baja variabilidad (1926-1975).
Figura 14. Relación IOS y presiones atmosférica (Hp) en Darwin y Tahiti
En la Figura 14, se podrá notar en el eje de la abscisa el Índice de Oscilación del
Sur (IOS) y en el eje de las ordenadas sus componentes; es decir, las presiones
atmosféricas (Hectopascales - Hp) en las estaciones de Darwin (12º 27′40′ ′S –
130º 50′31′ ′E) y Tahiti (15°40′S 152°00′W) , de manera que se puede observar
en el extremo izquierdo los eventos El Niño más severos (1905) y, en el derecho,
los eventos La Niña más destacables (1917) con -20.0 y +20.8, respectivamente.
Le siguen en magnitud los años 1896 y 1950 con -15.7 y +15.4, respectivamente.
De estos cuatro (4) registros, tres (3) corresponden a los primeros 25 años del
`187
6-19
25
`197
6-20
25
`192
6-19
75
0
2
4
6
8
10
Dis
tan
cia
eucl
idia
na
Resemblance: D1 Euclidean distance
Alta Variabilidad
Baja Variabilidad
8
9
10
11
12
13
14
15
P
res
ion
es
en
Da
rwin
& T
ah
iti
-25 -20 -15 -10 -5 0 5 10 15 20 25 Indice Oscilación del Sur (SOI)
1876
1877
1878
1879
1880
1881
1882 1883
1884
1885
1886
1887
1888
1889
1890
1891
189218931894
1895
1896
1897
1898
18991900
1901
1902
19031904
1905
190619071908
1909
1910
1911
1912 1913
1914
1915
1916 1917
19181919
192019211922
1923 19241925
1926
192719281929
1930
19311932
19331934193519361937
1938
1939
19401941
19421943
1944
1945
1946
194719481949
1950
19511952
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19551956
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1958 19591960
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19651966
19671968
1969
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1974 1975
1976
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19781979
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1982 1983
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19901991199219931994
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19992000
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2007 20082009
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1891 189218931894
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192819291930 1931
1932
193319341935
19361937
1938
1939
19401941
19421943
1944
1945
1946
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19481949
1950
1951
19521953
1954
19551956
1957
1958
1959
196019611962
19631964
19651966
1967
1968
1969
1970
1971
1972
19731974
1975
1976
1977
1978
1979
19801981
1982
19831984
19851986
1987
19881989
1990
1991
1992
19931994
1995
1996
1997 1998
1999
2000
20012002200320042005
20062007
2008
2009
2010
2011
2012
Darwin Tahiti
Darwin = 9,919 - 0,079 SOIR = 0,872
Tahiti = 12,636 - 0,079 SOIR = 0,864
70
siglo XX; es decir al primer “quarter”. Esto explica por qué los eventos El Niño
más fuertes desde 1535 se han manifestado en los últimos y primeros “quarters”
de cada siglo (Quinn et al., 1987).
Según se aprecia, existe una relación inversa entre las presiones atmosféricas en
Darwin y el IOS; es decir, en tanto que el IOS crece hacia condiciones frías las
presiones en Darwin se debilitan hasta alcanzar sus mínimas expresiones por
debajo de 9 Hp en valores del IOS entre 15 y 25, configurando escenarios de La
Niña. Tal es el caso de los años 1917 y 1950. En esa medida, esta relación puede
definirse de acuerdo a la siguiente función lineal:
Darwin = 9,919 ─ 0,079 IOS R = 0,872
Por el contrario, entre el IOS y las presiones en Tahiti, la relación es inversa.
cuando el IOS se localiza entre -15 y -25, se presentan expresiones de El Niño
extremas. Por su parte, las presiones en Tahiti son directamente proporcionales al
incremento de IOS, es decir crece cuando éste se incrementa. Con valores bajos
del IOS entre -15 y -25, coincidente con valores mínimos de la presiones en
Tahiti, entre 10,5 y 11,5, se presentan escenarios de El Niño muy fuertes como
los acaecidos en 1905 y 1896. En tal sentido, esta relación puede ser definida de
acuerdo a la siguiente expresión de una función lineal:
Tahiti = 12,636 + 0,079 IOS R = 0,864
Figura 15. Frecuencia por incidencia del IOS (1876 – 2012)
Este índice de oscilación del sur, por su extensión en el tiempo y por el espacio
que abarca, es una buena representación del Pacífico Sur, escenario de una alta
0
20
40
60
80
Inc
ide
nc
ia [
N]
[-20 , -24.9] [-10 , -14.9] [- 4.9 , 4.9] [10 , 14.9] [20 , 24.9]Indice Oscilación del Sur [IOS]
1876-2012
1876-1925
1926-1975
1976-2012
71
variabilidad; en esa medida, si se analiza estadísticamente este índice, tendremos
que ha fluctuado en los últimos 136 años entre -20,008 y 20,792, con un promedio
en 0,185 y expresiones de varianza mayores en los periodos 1876-1925 y 1976-
2012, en general la distribución presenta una asimetría negativa, pero poco
significativa, por lo que podriamos concluir que el Pacífico Sur es un escenario en
equilibrio (Tabla 4 y figura 15).
Tabla 4. Frecuencia de incidencia del IOS de 1876 a 2012
Figura 16. Variabilidad Secular y Oscilación Decenal del Pacífico de 1900 a 2012
Por otro lado, se entiende que una oscilación secular involucra dos procesos de
oscilación decadal del Pacífico, un ciclo completo en su fase de alta variabilidad y
otro, en su fase de baja variabilidad influenciando en el comportamiento e
-4
-3
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-1
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19161924
19321940
19481956
19641972
19801988
19962004
20122020
Años
1924-19251945-1946 1974-1975
1995-19962024-2025
PDO Teórico PDO Observado PSV
2
-2
1
-1
72
intensidad de dicha oscilación decenal (Figura 16). Obsérvese en la figura que en
la actualidad (2013) estariamos a la mitad de una fase negativa de la oscilación
decadal del Pacífico en un momento de alta variabilidad que se extenderá hasta el
2025; en tal sentido, es de esperar que durante lo que queda de estos primeros
25 años de este siglo podrían haber manifestaciones extremas de El Niño y La
Niña; el primero asociado a un periodo cálido y, la segunda, a un periodo frío
como lo sucedido a comienzos del siglo pasado en 1905 y 1917, respectivamente.
5.2.2 Los recursos y sus pesquerías en el Pacífico Sudeste
El Pacífico Sudeste considerado por la FAO como el área estadística 87,
corresponde a las áreas jurisdiccionales de Colombia, Ecuador, Perú y Chile y la
zona de alta mar adyacente hasta los 120º W, se extiende desde los 05º N hasta
los 60ºS, según los detalles de la figura 17.
Figura 17. Área Estadística FAO 87, correspondiente al Pacífico Sudeste, área jurisdiccional de la Comisión Permanente del Pacífico Sur (CPPS) integrada por Colombia, Ecuador, Perú y Chile.
Esta área comprende se ubica tanto norte y sur de la línea ecuatorial en la que
encuentran ambientes tropicales como subtropicales influenciados por el Sistema
73
de la Corriente de Humboldt, que es determinante en la productividad del área y la
base de las más importantes pesquerías de la región.
Esta zona ha producido, en los últimos 50 años, un promedio de 11 millones de
toneladas anuales de pescados, destacando Perú y Chile como sus mayores
contribuyentes. Los desembarques de la región han tenido aportes significativos a
la industria pesquera mundial que han llegado a sobrepasar los 20 millones de
toneladas el año 1994 (Figura 18).
Figura 18. Desembarques por países y región con respecto al mundo
Tabla 5. Relación de países que han pescado en el Pacífico Sudeste entre 1950 y 2009. Se consignan años de operación y rendimiento por año (t/año). (FAO, 2011 y 2012).
0
5
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20002005
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Años
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Perú
Chile
Ecuador
Colombia
% Mundial
%Mundo
Nº Paises Años Toneladas/Año Mayor a Nº Paises Años Toneladas/Año Mayor a
Orden millones 0,040 t/año Orden millones 0,040 t/año
1 Perú 60 5,597 1º 23 Bermuda 11 0,002
2 Chile 60 2,921 2º 24 Ghana 10 0,001
3 Ecuador 60 0,307 3º 25 China 10 0,173 6º
4 Colombia 60 0,032 26 Guatemala 9 0,006
5 Japón 46 0,029 27 Federación Rusa 9 0,297 4º
6 Panamá 40 0,02 28 Chipre 8 0,005
7 España 38 0,009 29 Lithuania 8 0,059 9º
8 México 35 0,005 30 Bulgaria 8 0,012
9 Venezuela 35 0,017 31 Alemania 5 0,027
10 Republica de Corea 34 0,013 32 Latvia 5 0,094 7º
Otros 92606 170032 322612 448041 720727 129803 257377 2,83
Total 218 items que incluyen grupos de especies no identifica 634516 8691602 6914830 10372600 15063838 4024633 9099749 100
76
Estados Unidos, Francia, Guatemala, Japón, Kiribati, México, Nicaragua,
Panamá, Perú, Taipei Chino, Unión Europea, Vanuatu y Venezuela).
Tabla 7. Porcentaje de participación en las capturas de los 12 principales países pesqueros (FAO, 2011 y 2012).
En conclusión, en el Pacífico Sudeste pescan flotas de más de 43 países de los
cuales los países ribereños (Colombia, Ecuador, Perú y Chile) representan, en
promedio, entre 1950 y 2009, el 96,568% de las capturas, siendo el restante
3,432% reportado por los países de distancia, los que en su mayoría pescan fuera
de las áreas de jurisdicción, especies como jurel, pota y atunes con su fauna
acompañante (Tabla 7). De ese 96,568%, el 92,88% corresponden a Perú y Chile,
quedando sólo el 3,70% como aporte de Ecuador y Colombia. En esa medida,
resulta coherente hacer un análisis de los recursos y las pesquerías del Pacífico
Sudeste, a partir de lo que sucede en el Perú y Chile, ya que en conjunto
representan 93 % de lo que se pesca en la región, correspondiendo a Perú el
61% y a Chile el 32 % de la producción pesquera regional.
En lo que se refiere a la pesca en tales países, Perú y Chile, los desembarques
en las décadas de los 50 y 60 fueron dominados por el Perú; sin embargo, luego
del colapso de la pesquería de anchoveta en Perú, a partir de finales de los 70`s,
los desembarques se han compartido entre ambos países. Como se mencionara
antes, la región ha llegado a contribuir con la pesquería mundial con más de 20
millones de toneladas (1994), para mantenerse en los últimos años en alrededor
de los 12 millones anuales. Ambos países contribuyen con el 93 % de los
desembarques de la región, compartiéndolos en los últimos 20 años, en una
Orden Paises % % Acumulado1 Perú 61,029 61,032 Chile 31,847 92,883 Ecuador 3,342 96,224 Unión Soviética 1,063 97,285 Federación Rusa 0,487 97,776 Colombia 0,35 98,127 China 0,315 98,438 Japan 0,245 98,689 Vanuatu 0,185 98,8610 Cuba 0,179 99,0411 Panama 0,145 99,1912 Venezuela 0,105 99,2913 Otros 0,707 100,00
CPPS (Perú, Chile, Ecuador y Colombia 96,568 Pesqueros de distancia 3,432
77
proporción aproximada de 61 y 32 % para Perú y Chile, respectivamente (Figuras
18 y 19).
Figura 19. Participación (%) de Perú y Chile en los desembarques regionales
En cuanto a las especies, los recursos más importantes de la región, por la
magnitud de sus desembarques, lo constituyen la anchoveta, la sardina, el jurel y
la caballa. Estas últimas se extraen juntas de tal manera que tanto en el Perú
como en Chile constituyen ambas una unidad de pesquería. Las cuatro especies
representan, en promedio entre los años 1950 y 2009, más del 75 % de los
desembarques de la región, y sólo la anchoveta constituye más del 50 %, con
algunos periodos en que tales porcentajes superaron el 90 %, sobre todo durante
la década de los 50s y 60s.
En la figura 20, se puede apreciar que los recursos pelágicos, desde finales de
los años 50 hasta la actualidad, han mantenido su predominancia en el
ecosistema y por ende en los desembarques, al margen de los cambios de
régimen (periodos cálidos y periodos fríos) y los eventos El Niño. Esto se puede
apreciar en la parte superior de la figura 20, en donde porcentualmente los
recursos pelágicos se han mantenido por encima del 80 % desde 1960 hasta la
actualidad. Destacan las décadas de los 60s y los 90s en que el porcentaje se ha
mantenido por encima del 90%, habiendo años en que superó el 95 % (1964 a
1971).
Asimismo, vale destacar que sólo durante los eventos El Niño 1972-1973 y 1997-
1998 la proporción se afectó descendiendo a 73,7% en 1973 y a 69,6% en 1998;
0
20
40
60
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19501955
19601965
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19801985
19901995
20002005
2010
Años
Región Chile + Perú Chile Perú
78
esto no significa que los recursos pelágicos no hayan sido afectados por este
evento, sino que al impactarse todo el ecosistema, la especie más afectada fue la
anchoveta, dominante del sistema, en tanto que en 1972-1973 colapsaba la
pesquería de anchoveta en Perú, se iniciaban las pesquerías de sardina y jurel en
el Pacífico Sudeste y, en 1997-1998, se consolidaba nuevamente la pesquería de
anchoveta en Perú y Chile, contándose además con importantes desembarques
de jurel en Chile y Perú, y menores capturas de una población de sardina
declinante. Por su parte, a pesar de su drasticidad, El Niño 1982-1983 no afectó la
proporción de los recursos pelágicos en los desembarques, debido a las buenas
capturas de sardina y jurel en tales años (Figura 20). En la última década la
proporción de peces pelágicos ha disminuido por debajo del 80 %, debido
principalmente a la caída de jurel en Chile y a medidas más conservadoras para
la extracción de anchoveta en el Perú.
Figura 20. Desembarque de los principales recursos pesqueros en el Pacífico Sudeste
Otro aspecto que se debe resaltar es que las capturas en el Pacífico Sudeste han
tenido un incremento continuo desde 1973 hasta 1994 (más de 20 años) y se han
mantenido posteriormente a pesar de la declinación de los desembarques de
sardina y jurel, lo que se explica obviamente con la sostenibilidad de las
pesquerías de anchoveta en Perú y Chile y, la aparición de importantes
cantidades de pota en el Perú y Chile con desembarques que iniciándose a
finales de los 80s, han promediado en la última década (2000-2009) magnitudes
79
superiores a las 500 mil toneladas, habiéndose obtenido rendimientos de más de
700 mil toneladas entre el 2004 y el 2008.
En conclusión, a través de los datos de desembarques se refleja que, en términos
absolutos y relativos, en el Pacífico Sudeste existen tres escenarios de
producción que abarcan un primer periodo dominado por la anchoveta que
corresponde a las décadas de los 50s y 60s hasta mediados de los 70s, un
segundo periodo desde mediados de los 70s hasta mediados de los 90s con
dominancia de la sardina e importante participación del jurel y, finalmente, un
tercer periodo desde mediados de los 90s a la actualidad (2012) con dominancia
de anchoveta y participación de jurel con tendencia a desaparecer en los últimos
años y la aparición de pota desde 1990 manteniéndose hasta la actualidad. Es
decir, los recursos están respondiendo a las condiciones ambientales; sin
embargo, es necesario notar que las grandes pesquerías de anchoveta se inician
en la década de los 50s y, la existencia de esta especie y las demás, se reporta
desde antes del inicio de tales pesquerías.
5.2.3 Los recursos y sus pesquerías en Perú y Chile
En las figuras 18 y 21 se aprecia la notable dominancia de la producción de las
pesquerías peruana y chilena, frente al resto de países que extraen recursos
pesqueros en el Pacífico Sudeste, es por eso que se centrará la atención del
estudio en estos dos países, haciendo un análisis comparativo entre ambos.
En principio en los dos países, en el área que corresponde, al estar influenciados
por los afloramientos costeros fríos de origen antártico, habitan las mismas
especies, pues corresponden a lo que se ha dado en llamar el Gran Ecosistema
de la Corriente de Humboldt (GEMCH); sin embargo, a lo largo del análisis
observaremos que existen diferencias que es apropiado destacar, debido a que
reforzará la propuesta de que estamos frente a un Gran Ecosistema integrado por
varios subsistemas que a su vez lo integran unidades poblacionales diferenciadas
que responden al espacio geográfico que ocupan en relación al tiempo
(Kesteven, 1976). Para tal efecto se han seleccionado 12 especies para cada uno
de los países las que representan el 96,6 y el 79,1 %, para Perú y Chile,
respectivamente.
80
En el Perú, en promedio, más del 75% de los desembarques corresponden a
anchoveta, seguido de sardina con el 17,9%, totalizando entre ambas más del
89,3%, quedando el restante 10,7 representados por jurel y caballa (3,9%),
merluza (1,3%), pota (1,1%) y otros (3,5%). Es decir, la pesquería peruana
sustenta su producción histórica principalmente en anchoveta, sardina, jurel,
caballa, merluza y pota, 6 especies de las más de 200 que se registran entre
peces, moluscos, crustáceos, equinodermos y algas (Figura 22).
Figura 21. Desembarques totales y porcentuales en el Área Estadística FAO 87. CPPS, Perú y Chile. (Fuente: Anuarios Estadísticos del Ministerio de Pesquería y Ministerio de la Producción).
Figura 22. Frecuencia por incidencia (%) de las principales especies en la pesquería peruana (1960 – 2012). (Fuente: Anuarios Estadísticos del Ministerio de Pesquería y Ministerio de la Producción).
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19501955
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19701975
19801985
19901995
20002005
2010
Años
Area 87 CPPS Perú+Chile Perú Chile
%
0
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60
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100
%
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cid
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19601965
19701975
19801985
19901995
20002005
2010
Años
12 Especies Anchoveta Sardina
Jurel+Caballa Merluza Pota
81
En Chile, los desembarques mantienen una proporcionalidad más equilibrada
debido a que sólo en la década de los 60´s la dominancia de anchoveta fue
absoluta. En los 70´s y 80´s la dominancia de los desembarques estuvo
representada por la sardina y jurel simultáneamente y, en las dos últimas décadas
la repartición del escenario es entre jurel y anchoveta, con predominio del primero
(Figura 23).
Figura 23. Frecuencia por incidencia (%) de las principales especies en la pesquería chilena (1960 – 2012). (Fuente: SERNAP).
En ese sentido, las diferencias entre las pesquerías peruana y chilena son
elocuentes, lo que sugiere la naturaleza diferenciada de los ecosistemas, que si
bien corresponden a un Gran Ecosistema y contienen las mismas especies; sin
embargo, las unidades poblacionales de tales especies, responden a parámetros
poblacionales diferenciados, tanto en abundancia como en la repartición de los
mismos en sus ecosistemas. La diferencia de proporciones es evidente. En el mar
peruano, la dominancia de anchoveta es absoluta, alternándose con sardina
cuando se presentan condiciones ligeramente más cálidas coincidentes con PDO
positivo. Por su parte en el mar de Chile, no se detecta dominancia absoluta de
ninguna especie, por el contrario, existe una repartición más proporcional de las
abundancias expresadas en los desembarques de las principales pesquerías.
Estas características sugieren, para el Perú, una mayor inestabilidad asociada a
una alta variabilidad del mar peruano, con altos rendimientos pesqueros; mientras
0
20
40
60
80
100
% I
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19601965
19701975
19801985
19901995
20002005
2010
Años
12 Especies Anchoveta Sardina
Jurel+Caballa Merluza Pota
82
que en Chile, la variabilidad ambiental es menor y por ende existe una mayor
estabilidad que se traduce en una mayor proporcionalidad del ecosistema, pero
con menores rendimientos pesqueros (Figura 24).
En conclusión, existen diferencias en la estructura comunitaria de los ecosistemas
peruano y chileno, que se expresan en la dominancia de las mismas. En el caso
peruano, la dominancia de la anchoveta es absoluta y, en su ausencia, la
sustituye la sardina. Para el caso chileno, la dominancia es compartida entre
anchoveta y jurel, o entre sardina, jurel y caballa.
Figura 24. Dominancia expresada en distancia euclidiana en la pesquería del Perú y Chile a partir de un análisis por décadas (1960 – 2009)
Asociación completa
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Desembarques en ChileAsociación completa
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Desembarques en el PerúAsociación completa
1,5E7
Asociación completa
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1,0E7
1,5E7
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ian
a
83
5.2.4 Relación las principales especies y las restantes en Perú y Chile
En el mar peruano la principal especie, la anchoveta, se relaciona positivamente
(directamente) con bonito, pota y machete, pero con valores poco significativos.
También presenta relaciones directas con cabinza, pejerrey, caballa y jurel, pero
de muy poca significancia. Sin embargo, existen relaciones inversas altamente
significativas con sardina, sierra y cojinoba y, con menor significancia con merluza
(Tabla 8 y Figura 25).
Tabla 8. Índices de correlación de Pearson (r) entre los desembarques de las principales especies de Perú y Chile (Anchoveta, sardina y jurel) y las 11 restantes, para cada una de las pesquerías.
Tabla 9. Relación expresada en coeficientes de determinación entre los desembarques de las principales especies de las pesquerías del Perú y Chile y los otros recursos
86
explicadas por los cambios en la pesquería de anchoveta en más del 80 % y para
la pesquería Chilena, por el jurel con más del 85 %. La sardina no constituye un
recurso de relevancia debido a su pasaje episódico en las pesquerías de la
región. A nivel regional, la anchoveta explica más del 50 % de la variación de las
otras especies presentes en las pesquerías de la región (Tabla 9) y el jurel
alrededor del 45%, lo cual se explica en los desembarques de anchoveta que son
significativamente altos y mayores que los de jurel.
En lo que se refiere a ambas pesquería, la chilena y la peruana, un análisis de
componentes principales y de similitud a partir de los promedios decenales de
ambas pesquerías nos ilustra sobre las diferencias entre las mismas. En ese
sentido, la pesquería peruana muestra una clara diferenciación entre la anchoveta
y los otros recursos en la medida de que son coincidentes en las décadas de los
60`s y 2000`s siendo similares a los 70`s y 90`s que a su vez son similares entre
sí, en tanto que los 80`s se muestran bastante disímiles. Esto se explica en el
análisis de los desembarques de la pesquería peruana con dominancia de los
desembarques de anchoveta en los 60`s, primer lustro de los 70´s, 90`s y 2000`s
(Figura 28). Asimismo, se diferencia la sardina por su destacada presencia en los
desembarques en la década de los 80´s.
Figura 28. Análisis de componentes principales y de similitud de los desembarques decenales del Perú (1960 – 2009).
1980
1970
1990
1960
2000
Déc
adas
100 80 60 40Similitud
Resemblance: S17 Bray Curtis similarity
Desembarques Totales (Perú: 1960-2009)
Promedio por Décadas
-1,5E7 -1,0E7 -0,5E7 0 0,5E7Componente Principal 1
Var IOS = Varianza Indice Oscilación Sur (PSV)SOI = Indice Oscilación Sur PDO = Oscilación Decadal del PacíficoTSM Chicama ¨= Temperatura Superficial del Mar de la Estación fija de Chicama-PerúMEI = Indice Multivariado ENSO
r = Coeficiente de correlación de PearsonEl Niño 1+ 2 = Temperatura Superficial del Mar de la Región El Niño 1+2
93
pero con una recuperación hacia finales de la misma década debido al inicio de
las pesquerías de sardina en Ecuador, Perú y Chile; y jurel en Chile y Perú. La
sardina se mantuvo hasta 1992, en tanto que el jurel hasta el primer lustro de los
2000´s para tender a declinar en años recientes; es decir, estas especies fueron
favorecidas por una oscilación positiva del PDO y al revertir hacia condiciones
negativas hacia finales de los 1990s y 2000s, la tendencia ha dado paso a una
dominancia de anchoveta en ambos países, seguido de pota.
La pesquería peruana muestra una elevación importante en los 60´s para
presentar una marcada depresión durante los 70´s y los 80´s para reiniciar una
importante recuperación desde 1990 a la actualidad, siguiendo principalmente el
ritmo de la pesquería de anchoveta un comportamiento inverso al PDO; es decir,
se eleva en los periodos decenales fríos (50s, 60s, 90s, 00s, 10s) en tanto que en
los cálidos (70s, 80s) desciende. La pesquería de sardina no ha contribuido en
variar la tendencia de las desviaciones de los desembarques estandarizados, lo
que refleja la dominancia e importancia de la pesquería de anchoveta en el Perú.
La pesquería chilena, presenta desembarques poco importantes en la década de
los 60s y 70s, luego a partir de los 80s muestra un incremento significativo que se
mantiene hasta el inicio de los 2000s manteniéndose con desviaciones positivas
hasta finales de 2009. Esto asociado a que en la segunda mitad de los 70s se
inicia una importante pesquería de sardina que declina hasta desaparecer en los
90s, seguida de una pesquería de jurel que se inicia en la segunda mitad de los
80s y se mantiene hasta la actualidad con una marcada tendencia declinante en
los últimos años. Esto explica la importancia de la mayor diversidad de la
pesquería chilena no siendo exclusivamente dependiente de una sola especie,
como en el caso peruano.
Por este comportamiento opuesto de las pesquerías más importantes, a nivel de
la región no se observan grandes cambios en los volúmenes totales en los últimos
30 años; sin embargo, la mayor producción se presenta hacia finales de un
periodo cálido manteniéndose altos durante el periodo frío. Esta alta producción
es porque coinciden el reinicio de la pesquería de anchoveta en el Perú con los
máximos desembarques de jurel en Chile (Tabla 6 y Figuras 18, 20, 21, 22 y 23).
Por otro lado, si se analiza el comportamiento de los desembarques
estandarizados y los indicadores ambientales tendremos lo siguiente (Tabla 11,
Figuras 32 y 33):
94
Figura 32. Relación entre los desembarques estandarizados (1960 – 2009) de Perú y Chile con la Oscilación Decadal del Pacífico (PDO), el Índice de Oscilación del Sur (SOI) y el Índice de la Variabilidad Secular del Pacíficp(PSV).
La Oscilación Decadal del Pacífico (PDO): Para Perú, correlaciona
positivamente (>0,5) con la sardina y cojinoba; negativamente lo hace de
manera significativa con machete, anchoveta y bonito. En el caso de Chile,
presenta índices altos (>0,5) para cojinoba, sardina, jurel y cavinza; de
manera inversa, relacionan bien merluza y sierra. En este caso la
coincidencia, en dirección e intensidad, para Chile y Perú es para sardina y
cojinoba; es decir, ambas especies presentan mayores desembarques en
condiciones positivas del PDO, lo que sugiere mayor abundancia y/o
disponibilidad de tales especies en dicho escenario ambiental cuando
predominan condiciones ligeramente más cálidas. Llama la atención la
significativa relación inversa con merluza en Chile, lo que significaría que esta
especie es menos abundante durante un PDO positivo, caso contrario a lo
que sucede con la misma especie en Perú, ratificando la naturaleza
diferenciada de dos poblaciones de Merluccius gayi, que responden a
condiciones ambientales diferentes (Figura 32).
El Indice de Oscilación del Sur (SOI): Para el caso peruano correlaciona
positivamente con machete e inversamente con sardina y caballa. Lo que
significa que condiciones frías favorecerían los desembarques de machete, en
tanto que condiciones cálidas serían apropiadas para sardina, caballa y jurel,
PERÚ
CHILE
PDO SOI PSV
95
lo que resulta coherente con el PDO para el caso de sardina. En Chile, no se
observa una relación positiva significativa con ninguna de las especies; sin
embargo, es negativa (inversa) con jurel, anchoveta y pejerrey lo que
evidencia que en momentos de SOI negativos los desembarques de estas
especies serían mayores (Figura 32).
La variabilidad secular del Pacífico (PSV – Varianza del IOS): En el Perú,
presenta correlaciones positivas para merluza, jurel, sardina y caballa,
mientras que para bonito y anchoveta resultan negativas, lo que indicaría que
en momentos de mayor variabilidad los desembarques de merluza, jurel,
caballa y sardina serían mayores sucediendo lo contrario con las otras
especies. En Chile presenta correlación positiva con cojinoba y, negativa para
sierra, merluza, bonito y pejerrey. Al igual que con el PDO para el caso de
merluza los valores son opuestos para ambos países (Figura 32).
Índice multivariado ENSO (MEI): Para el Perú, existe correlación positiva con
sardina, caballa y jurel; mientras que con machete y bonito, la correlación
resulta negativa. Para Chile, presentan correlación positiva jurel, anchoveta y
cojinoba, mientras que para sierra y bonito es negativa. Destaca la correlación
altamente significativa con jurel (Chile), tal vez por la condición oceánica de
su pesquería (Figura 33).
Anomalía de la TSM en la Región El Niño 1+2: La correlaciones son positivas
en el Perú para sardina, merluza y caballa, siendo negativas para anchoveta y
bonito. Destaca la alta significancia de la correlación con sardina (Perú). En
Chile son positivas las correlaciones con jurel, cojinoba y sardina, mientras
que para sierra es negativa. En este caso resalta la alta significancia de la
correlación con jurel (Figura 33).
Temperatura superficial del mar (TSM) de Chicama: En el Perú presentan
correlación positiva con sardina y caballa; sin embargo, los valores no son
altamente significativos. Para el caso de Chile las correlaciones positivas se
dan con jurel y anchoveta, siendo similar a lo que sucede con el MEI (Figura
33).
96
Figura 33. Relación entre los desembarques estandarizados (1960 – 2009) de Perú y Chile con el Índice Multivariado ENSO, la Temperatura Superficial del Mar en la Región El Niño 1+2 (El Niño 1+2) y la Temperatura Superficial del Mar en la Estación Fija de Chicama en el Perú (TSM Chicama).
En lo que se refiere a las variables que mejor explican los patrones de variabilidad
de las pesquerías en el Pacífico Sud Este y que, en cierta medida, están referidos
a los patrones de disponibilidad de recursos se concluye que el PDO sería el
indicador adecuado para ambas pesquerías, peruana y chilena, en la medida que
explica la oscilación decenal con la cual coinciden los patrones de disponibilidad
de los principales recursos pesqueros en ambos países. Asimismo, por el carácter
episódico de los eventos El Niño, su accionar subyace bajo la influencia del PDO.
5.2.7 Perspectivas de las pesquerías en Pacífico Sudeste: Tendencia en
función a las señales del pasado y el presente
El PDO como patrón de variabilidad imperante en el Pacífico oriental es posible
reconocerlo con señales presentes en anillos de árboles y corales y corresponden
a más de 1600 años (Mantua y Hare, 2002; Gray et al. 2003; MacDonald y
Case, 2005). Sin embargo, estas señales han sido más conspicuas en los últimos
200 años. Asimismo, en lo que se refiere al SOI, dado que refleja la diferencia de
presiones atmosféricas entre Tahíti y Darwin, cuyas expresiones extremas
negativas corresponden a El Niño y las positivas a La Niña, estamos refiriéndonos
a un factor de variabilidad que afecta el Pacífico Sudoriental desde hace más de
400000 años (Pleistoceno medio), evidenciado en la existencia de TAMAs en la
97
Península de Mejillones (23ºS), Ilo (18ºS) y El Santa (09ºS), similares a los
aparecidos en Antofagasta después de eventos El Niño recientes (Guzmán et al.,
2001; De Vries et al., 1997). También existen evidencias más recientes de hace
38000 años y más (Keefer et al., 2003; de France y Umire, 2004) y otros entre
3500 y 15000 años (De Vries y Wells, 1990; Wells, 1990; Smith, 1992; Pierrer
et al., 1994; Rodbell et al., 1999; Simeone y Navarro, 2002; Hebbeln et al.,
2002; Andrus et al,. 2005; Vargas et al., 2006). Sin embargo, en este largo
periodo de información pelográfica se reporta (Sandweiss, 2003) la ausencia o
poca frecuencia de El Niño entre 5800 y 9000 años antes y, Riedinger et al.
2002, indican que por lo menos 435 eventos El Niño se habrían producido desde
hace 6100 años y, su frecuencia e intensidad aumentó hace 3000 años, a lo que
habrá que agregar que El Niño pleistocénico está fechado en hace 125000 años
(Hughen et al., 1999).
Por otro lado, desde el punto de vista océano-atmosférico la relación entre el
ENSO y PDO es evidente (Hidalgo y Dracup 2002) incidiendo el PDO en el
momento de iniciación de El Niño, durante un PDO positivo se iniciaría en la
primavera austral y, durante un PDO negativo, en el otoño austral, lo que
condicionaría efectos diferenciados para cada uno de las fases del PDO, tanto en
la condiciones océano-atmosféricas como en las características biológico-
pesqueras (Espino 1997a; 2003).
Asimismo, a través de la Variabilidad Secular del Pacífico (PSV) que corresponde
a la desviación estándar del Índice de Oscilación del Sur, se definen estados de
alta y baja variabilidad y, cada una de esta fases, de alta y baja variabilidad,
contienen manifestaciones positivas y negativas de la Oscilación Decadal del
Pacífico (PDO); es decir, una oscilación completa del PSV contiene dos
oscilaciones completas de PDO, una en la fase de alta variabilidad y una en la
fase de baja variabilidad. En esa medida a través de estos factores de variabilidad
es posible definir instantes de cambio de régimen que marcarán la disponibilidad
de los principales recursos afectando la economía pesquera de la región (Figura
16 y 34).
En esa medida es posible plantear funciones armónicas simétricas para las
principales especies, anchoveta, sardina y jurel-caballa en conjunto, de acuerdo a
las siguientes expresiones:
98
BAnch = 18*106 – 7.5*106* Seno [(1.8*3.1426 * Ti – 1805 + 75)/50]
BSard = {3*106 – 3*106* Seno [(1.1*3.1426 * Ti – 1920 + 50)/25]}/0.35
B Jurel & Caballa = {3*106 – 2.5*106* Seno [(2.0*3.1426 * Ti – 1705 + 100)/50]}/0.35
TOTAL = BAnch + Bsard + B Jurel & Caballa
Es así que en la serie observada de ambos factores de variabilidad se determinan
momentos de cambio de régimen que corresponden a los años en los cuales
coinciden un cambio entre una fase de alta a baja variabilidad y de un periodo
cálido a uno frío; es decir en los últimos 100 años estos cambios se habrían
manifestado a mediados de los años 1920s (1924–1926) y a mediados de la
década de los 1970s (1975-1977). Ambos en momentos en los cuales la
abundancia de anchoveta ha sido deficitaria. Al respecto, deberá tomarse en
cuenta que el primer cambio se manifestó en ausencia de la pesquería (1924-
1926), pues la gran pesquería de anchoveta se desarrolla en el Perú a partir de la
década de los 1950s (Figura 34).
Figura 34. Patrones de variabilidad dominantes en el Pacífico Sudeste y su tendencia en relación a las biomasas de anchoveta estimadas por Espino (2003) y su tendencia. Información estimada desde 1900 a 2012 y proyectada como tendencia hasta 2050.
-30 -25 -20 -15 -10
-5 0 5
10 15 20 25 30
B
iom
as
a a
nc
ho
ve
ta (
t *
10
^6
)
-4
-3
-2
-1
0
1
2
3
4
PS
V
&
P
DO
19001910
19201930
19401950
19601970
19801990
20002010
20202030
20402050
Años
1924-1925
1944-1945
1974-1975
1994-1995
2024-2025
PDO PDO PSV
Biomasa Estimada Biomasa Teórica
99
Figura 35. Variables ambientales (PDO y PSV), biomasas de anchoveta (B Anchoveta) y capturas de jurel y sardina y sus tendencias en el Pacífico Sudeste entre 1900 y 2012.
En función a estas consideraciones, estaríamos en un momento de alta
abundancia de anchoveta siendo de esperar que el próximo cambio de régimen
se produzca en la década de los 2020s con un ingreso a condiciones de baja
variabilidad en la VSP y a una ODP positivo desfavorable para la anchoveta y
favorable para la sardina, jurel y caballa. Esto a nivel de todo el Pacífico Sudeste
(Ecuador, Perú y Chile).
Por otro lado, al decaer la anchoveta a inició de los años 1970s emerge la sardina
alcanzando sus máximos desembarques entre 1979 y 1990. Luego se
incrementan significativamente los desembarques de jurel y caballa configurando
una sucesión de máximos desembarques entre 1990 y 1996. Es decir, luego del
colapso de las pesquerías de anchoveta en la década de los 1970s, se tiene dos
décadas de abundancia de recursos representados por 3 especies, sardina, jurel
y caballa, que sucesivamente van aportando al sistema su producción a través de
los desembarques (Figura 35).
Al respecto, hay que destacar que el vacío dejado por la anchoveta desde
mediados de los 1970s hasta mediados de los 1990s, es ocupado en gran medida
por especies que sucesivamente van dominando el ecosistema de afloramiento
de la corriente del Perú quedando expresado de manera sintética en la figura 36.
Estas permiten hacer una proyección de tendencia que permite inferir el mismo
comportamiento en las décadas de los 1930s y 1940s y proyectar un
comportamiento similar posteriormente a 2025, que deberá estar marcado por una
100
declinación importante de la población de anchoveta e incremento sucesivo de las
poblaciones de sardina, jurel y caballa persistiendo durante las décadas de los
2030s y 2040s.
Figura 36. Variables ambientales (PDO y PSV), biomasas de anchoveta (B Anchoveta) de 1900 a 2012 y capturas de sardina, jurel y caballa integradas acompañadas de las correspondientes curvas de tendencia entre 1900 y 2012.
En suma, el gran ecosistema de la Corriente Costera Peruana que abarca gran
parte del Pacífico Sud Oriental mostrará patrones de abundancia en el muy largo
plazo (1900 y 2050) que fluctuará entre 25 y 60 millones de toneladas de biomasa
conjunta de anchoveta, sardina, jurel y caballa. Sin embargo, la tendencia
proyectada en el mismo periodo presenta momentos de mayor abundancia en los
periodos 1890 – 1910, 1935 – 1955 y entre 1985 – 1995. Los dos primeros
fortalecidos por la coincidente alta abundancia de anchoveta, sardina, jurel y
caballa y el siguiente debido a la alta abundancia de sardina, jurel y caballa. Por
último, es de esperar que se repita un periodo de alta abundancia entre 2020 –
2040, debido a que coincidirían una alta abundancia de sardina, jurel y caballa
con una mediana abundancia de anchoveta (Figura 37).
101
Figura 37. Tendencia de las variables ambientales (PDO y PSV), biomasas de anchoveta (B Anchoveta), de jurel y caballa (B Jurel+Caballa), de sardina (B Sardina), de sardina jurel y caballa (B Sardina+Jurel+Caballa) y de total de recursos pelágicos (B Pelágicos) entre 1900 y 2050.
Finalmente, una proyección de muy largo plazo (1500 a 2050) tanto del PDO,
PSV y biomasa de los principales recursos pelágícos en el Pacífico Sud Oriental
permite inferir que la biomasa total de estos recursos fluctuaría entre 15 y 65
millones de toneladas; es decir, la variación de las existencias de recursos
pelágicos en esta región presentaría en el muy largo plazo una variación superior
al orden de 4 unidades. Los valores extremos bajos y altos corresponderían a los
periodos comprendidos de 1525 a 1675 y de 1775 a 1925, en tanto que de 1675 a
1775 y de 1950 a 2050 corresponderían a valores menos extremos que estarían
entre 25 y 45 millones de toneladas (Figura 38). Coincidentemente, las
variaciones extremas en las biomasas de recursos pelágicos habrían
correspondido con la pequeña época de hielo que se manifestara entre 1550 y
1850 en el hemisferio norte y que también habría tenido algunas repercusiones en
el hemisferio sur, con tres manifestaciones extremas alrededor de 1650 (1645-
1715 mínimo de Maunder), 1770 y 1850 (Bradley y Jones, 1993; Mann et al.,
1998, 1999; Maenza y Compagnucci, 2010); asimismo, tales extremos se vieron
interrumpidos con cortos periodos cálidos. Al respecto, una comparación con
registros aproximados (“proxys”) del ENSO sugiere, para el periodo entre 1706 y
1977, ocurrieron grandes oscilaciones decadales en el clima del Pacífico en 1750,
1905 y 1947 (Biondi et al., 2001), con una intermitencia de casi 50 años.
-20
-10
0
10
20
30
40
50
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-4 -3 -2 -1 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
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19001910
19201930
19401950
19601970
19801990
20002010
20202030
20402050
Años
1924-1925
1944-1945
1974-1975
1994-1995
2024-2025
2044-2045
PDO Teórico PDO Observado PSV
B Anchoveta B Jurel+Caballa B Pelágicos
B Sardina B Sardina+Jurel+Caballa
102
Aquellos periodos cuando las variaciones son extremas, coinciden etapas de alta
o baja abundancia de todos los recursos pelágicos en conjunto, mientras que en
los momentos de variaciones menos extremas se alternarían momentos de alta
abundancia de anchoveta con momentos de baja abundancia de los otros
pelágicos y viceversa, como viene ocurriendo en los últimos 60 años (Figura 38).
Figura 38. Curva de tendencia teórica de las biomasas del total de recursos pelágicos además de anchoveta y otros pelágicos (sardina, jurel y caballa) debidamente discriminados
0
10
20
30
40
50
60
70
B
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17001750
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19001950
20002050
Años
Tendencia Biomasa Total Promedio (1500 - 2050)
Anchoveta Otros pelágicos
103
6. Conclusiones
6.1 Aspectos Geológicos
Desde finales del terciario, hace 10 a 20 millones de años, el Gran
Ecosistema Marino de la Corriente del Perú (GEMCP) o Gran Ecosistema
Marino de la Corriente de Humboldt (GEMCH) existe con un patrón de
circulación oceánica dominado por la intensidad y dirección de los vientos
alisios gobernados por la dinámica del Anticiclón del Sur y con una fauna y
flora marina que persisten hasta la actualidad.
La variabilidad es la característica fundamental del Gran Ecosistema de la
Corriente de Humboldt, siendo uno de sus principales componentes El
Niño, del cual se tiene señales desde hace más de 125000 años.
6.2 Aspectos océano-atmosféricos
En el Pacífico Sudoriental, existe una marcada estacionalidad que
constituye el extremo escalar inferior de los diferentes factores de
variabilidad que está afectada por la interanualidad y, ésta su vez, por la
periodicidad, la cual está influenciada por la secularidad, en un proceso
continuo.
Registros de El Niño desde 1525, revelan que manifestaciones extremas
(muy fuerte – VS) no han sido más de tres (3) en cada siglo, habiendo
algunos como el siglo XVII en el que no se produjo ninguna de tal
magnitud, lo cual coincidió con la pequeña edad glacial del medioevo.
Se destaca el hecho de que las expresiones máximas (VS) se producen en
los primeros y últimos “quarters” de cada siglo, tal es el caso de 1578,
1728, 1791, 1828, 1877-1878, 1891, 1925-1926, 1982-1983 y 1997-1998.
Agrupamientos de TSMs promedio por “quarters”, diferencian claramente
los periodos 1925-1949 y 1975-1999 con 1950-1974 y 2000-2012,
confirmando como los periodos cálidos a los primeros y, a los segundos,
como fríos.
104
La PDO (1900-2012) define existen periodos cálidos, fríos y templados en
al Pacífico Oriental que se comportan como una oscilación armónica
asimétrica, con desviaciones positivas de alrededor de 20 años y negativas
de alrededor de 30 años.
Los periodos cálidos corresponden a los años 1925-1944 y 1975-1994, el
periodo frío a 1945-1974 y los periodos templados a 1895-1924 y 1995-
2012.
Con la varianza del SOI se identifican momentos de alta (1876-1925 y
1976-2012) y baja variabilidad (1926-1975) que afectan la periodicidad
haciendo que sus manifestaciones, cálidas y frías sean mayores en los
últimos y primeros “quarters” de cada siglo y menores en los “quarters”
intermedios.
El SOI ha fluctuado en los últimos 136 años entre 20,008 y 20,792, con un
promedio en 0,185 y con mayores varianzas en los periodos 1876-1925 y
1976-2012. La distribución presenta una asimetría negativa, pero poco
significativa, por lo refleja que el Pacífico Sur está en equilibrio.
La relación entre el ENSO y PDO es evidente, haciendo que durante un
PDO positivo, El Niño, se inicie en la primavera austral y, durante una PDO
negativo, en el otoño austral, lo que produciría efectos diferenciados en las
condiciones océano-atmosféricas como en las biológico-pesqueras.
En la actualidad (2014) estamos en la mitad de una fase negativa de la
PDO y en un momento de Alta Variabilidad, siendo de esperar que antes
del 2025, se manifiesten de El Niño y La Niña extremos; el primero
asociado a un periodo cálido y, la segunda, a un periodo frío como lo
sucedido a comienzos del siglo pasado en 1905 y 1917, respectivamente.
6.3 Aspectos Biológico-Pesqueros
En el Pacífico Sudeste pescan flotas de más de 43 países de los cuales los
países ribereños (Colombia, Ecuador, Perú y Chile) representan, en
promedio (1950-2009) el 96,568% de las capturas, siendo el restante
3,432% reportado por los países de distancia, que en su mayoría, pescan
fuera de las áreas de jurisdicción especies como jurel, pota y atunes con su
105
fauna acompañante. De ese 96,568%, el 92,88% corresponde a Perú y
Chile, quedando sólo el 3,70% como aporte de Ecuador y Colombia.
En los últimos 20 años las capturas en el Pacífico Sudeste han superado,
en promedio, el 16 % de los desembarques mundiales. Destacan el Perú y
Chile con rendimiento medios de 5,587 y 2,921 t/año, respectivamente;
seguidos por Ecuador y Colombia con rendimientos más modestos de
0,307 y 0,032 t/año, respectivamente.
La especie más abundante lo constituye la anchoveta peruana (Engraulis
ringens) con un promedió (1950-2009) de 5.125 millones de toneladas/año,
representando el 56,32 % de los desembarques en el Pacífico Sudeste. Le
sigue el jurel (Trachurus murphyi) con 1.348 millones de toneladas con el
14,82 %. Luego está la sardina (Sardinops sagax sagax), con 1.245
millones de toneladas que representa el 13,68 % de lo capturado los
últimos 60 años.
En el Pacífico Sudeste existen tres escenarios de producción. Un primer
periodo dominado por la anchoveta que corresponde a las décadas de los
50s y 60s hasta mediados de los 70´s, un segundo periodo desde
mediados de los 70´s hasta mediados de los 90´s con dominancia de la
sardina e importante participación del jurel y, un tercer periodo, desde
mediados de los 90s a la actualidad (2014) con dominancia de anchoveta y
participación de jurel con tendencia a desaparecer en los últimos años y la
aparición de pota desde 1990 manteniéndose hasta la actualidad.
En el Perú, más del 75% de los desembarques corresponden a anchoveta,
seguido de sardina con el 17,9%, totalizando entre ambas más del 89,3%,
quedando el restante 10,7% representado por jurel y caballa (3,9%),
merluza (1,3%), pota (1,1%) y otros (3,5%). Es decir, la pesquería peruana
históricamente sustenta su producción principalmente en anchoveta,
sardina, jurel, caballa, merluza y pota, 6 especies de las más de 200 que
se registran entre peces, moluscos, crustáceos, equinodermos y algas.
En Chile, los desembarques mantienen una proporcionalidad más
equilibrada debido a que sólo en la década de los 60´s la dominancia de
anchoveta fue absoluta. En los 70´s y 80´s la dominancia de los
desembarques estuvo representada por la sardina y jurel simultáneamente
106
y, en las dos últimas décadas la repartición del escenario es entre jurel y
anchoveta, con predominio del primero.
Las diferencias entre las pesquerías peruana y chilena son evidentes, lo
que sugiere la naturaleza diferenciada de los ecosistemas, que si bien
corresponden a un gran ecosistema y contienen las mismas especies; sin
embargo, sus unidades poblacionales, responden a parámetros
poblacionales diferenciados, tanto en abundancia como en patrones de
distribución.
Las variaciones de la pesquería peruana están explicadas por los cambios
en la pesquería de anchoveta en más del 80 % y para la pesquería
Chilena, por el jurel con más del 85 %. La sardina no constituye un recurso
determinante debido a su pasaje episódico en las pesquerías de la región.
A nivel regional, la anchoveta explica más del 50 % de la variación de las
otras especies presentes en las pesquerías de la región y el jurel alrededor
del 45%, lo cual se explica en los desembarques de anchoveta que son
significativamente altos y mayores que los de jurel.
Entre especies comunes en Perú y Chile, tienen una relación directa más
significativa la pota, seguida de sardina, cojinoba, bonito, jurel y caballa,
con coeficientes de determinación (r2) de 86, 70, 67, 62 y 59%,
respectivamente. Para el caso de la anchoveta su interdependencia es muy
baja (21 %) lo mismo que para las otras especies como cabinza, pejerrey,
sierra y machete. Para el caso de merluza es baja e inversa.
La pesquería peruana siguiendo principalmente el ritmo de la pesquería de
anchoveta representa un comportamiento inverso a la PDO.
La pesquería de sardina no ha contribuido en variar la tendencia de las
desviaciones de los desembarques estandarizados, lo que ratifica la
dominancia e importancia de la pesquería de anchoveta en el Perú.
La mayor diversidad de la pesquería chilena, al no ser sólo dependiente de
la anchoveta, la diferencia de la pesquería peruana, siendo más frágil a
cambios decadales que contribuyen a alejar a la sardina y el jurel del
Pacífico Sudoriental, como sucede actualmente (2014).
La variable que mejor explica los patrones de variabilidad de las
pesquerías en el Pacífico Sud Este lo constituye la PDO siendo el indicador
107
adecuado para ambas pesquerías, porque explica los patrones de
disponibilidad de los principales recursos pesqueros en ambos países.
Por el carácter episódico de los eventos El Niño, su accionar subyace a la
inducción del PDO.
En los últimos 30 años no se observan grandes cambios en los volúmenes
totales de producción en el Pacífico Sudeste; sin embargo, mayores
desembarques se presentan hacia finales de un periodo cálido debido a
que coinciden el reinicio de la pesquería de anchoveta en el Perú con los
máximos desembarques de jurel en Chile.
6.4 Retrospectiva y Perspectiva
En los últimos 100 años, los cambios de régimen se han producido cuando
coinciden con el cambio de condiciones de alta variabilidad a baja
variabilidad (PSV) y, de un PDO (+) a un PDO (-), y viceversa. Esto ha
sucedido a mediados de los años 1920s (1924–1926) y a mediados de los
1970s (1975-1977). En ambos caso la abundancia de anchoveta ha sido
deficitaria.
Ahora (2014) nos encontramos en un momento de alta abundancia de
anchoveta y se espera que el próximo cambio de régimen se produzca en
la década de los 2020s coincidente con un ingreso a condiciones de baja
variabilidad en el PSV y a un PDO (+) desfavorable para la anchoveta y
favorable para la sardina, jurel y caballa. Esto a nivel de todo el Pacífico
Sudoriental (Ecuador, Perú y Chile).
El Gran Ecosistema de la Corriente Costera Peruana en el muy largo plazo
(1900 y 2050) habría fluctuado entre 25 y 60 millones de toneladas de
biomasa conjunta de anchoveta, sardina, jurel y caballa, con momentos de
mayor abundancia en los periodos 1890 – 1910, 1935 – 1955 y entre 1985
– 1995. Los dos primeros fortalecidos por la coincidente alta abundancia de
anchoveta, sardina, jurel y caballa y, el siguiente, debido a la alta
abundancia de sardina, jurel y caballa.
Es de esperar, se repita un periodo de alta abundancia de recursos
pesqueros entre el 2020 – 2040, debido a que coincidirían una alta
108
abundancia de sardina, jurel y caballa con una mediana abundancia de
anchoveta.
Una visión retrospectiva entre 1500 y 2050, presentaría una variación
superior al orden de 4 unidades (15 a 65 millones de toneladas). Los
valores extremos bajos y altos corresponderían a los periodos
comprendidos de 1525 a 1675 y de 1775 a 1925, en tanto que de 1675 a
1775 y de 1950 a 2050 corresponderían a valores menos extremos que
estarían entre 25 y 45 millones de toneladas.
Las variaciones extremas en las biomasas de recursos pelágicos habrían
coincidido con la pequeña época de hielo que se manifestó entre 1550 y
1850 en el hemisferio norte y que también habría tenido algunas
repercusiones en el hemisferio sur, con tres manifestaciones extremas
alrededor de 1650, 1770 y 1850 (1645-1715 mínimo de Maunder).
109
7. Referencias Bibliográficas
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